Ştefan BilaŞco - Facultatea de Geografie Cluj

UNIVERSITATEA “BABEŞ-BOLYAI”
Str.Mihail Kogãlniceanu, Nr. 1
400084, Cluj-Napoca
www.ubbcluj.ro
Tel: +40 - 264 - 40.53.00*; 40.53.01; 40.53.02
Fax: +40 - 264 - 59.19.06
E-mail: staff@staff.ubbcluj.ro
Susţinere de Doctorat
FACULTATEA DE GEOGRAFIE
Str. Clinicilor, Nr. 5-7
400006, Cluj-Napoca
www.geografie.ubbcluj.ro
Tel: +40 - 264 596116; 592214
Fax: +40 - 264 597988
E-mail:geogr@geografie.ubbcluj.ro
Implementarea S.I.G. în modelarea viiturilor de versant.
Studii de caz în bazinul Someşului Mic
Comisie:
Susţinere de Doctorat, Cluj-Napoca, 29 Mai, 2008
Facultatea de Geografie, Universitatea Babeş-Bolyai, Cluj-Napoca
Preşedinte:
Prof. Univ. Dr. Dănuţ Petrea, Facultatea de Geografie, Universitatea Babeş-Bolyai, Cluj-Napoca
Conducător Ştiinţific:
Prof. Univ. Dr. Ionel Haidu, Facultatea de Geografie, Universitatea Babeş-Bolyai, Cluj-Napoca
Referenţi:
Prof. Univ. Dr. Dan Bălteanu, Academia Română, Institutul de Geografie
Prof. Univ. Dr. Ioan Donisă, Facultatea de Geografie şi Geologie, Universitatea “Al. I. Cuza”, Iaşi
Conf. Univ. Dr. Alexandru Imbroane, Facultatea de Geografie, Universitatea Babeş-Bolyai, Cluj-Napoca
Doctorand
Ştefan BILAŞCO

Teza a fost publicată cu titlul "Implementarea G.I.S. în modelarea viiturilor de
versant", Editura “Casa Cărţii de Ştiinţă”, Cluj-Napoca, 199 pag., 2008.
ISBN: 978-973-133-382-3.

Ştefan Bilaşco
♦
IMPLEMENTAREA G.I.S. ÎN MODELAREA VIITURILOR DE VERSANT
1

Ştefan Bilaşco
IMPLEMENTAREA G.I.S.
ÎN MODELAREA VIITURILOR DE VERSANT
Casa Cărţii de Ştiinţă
Cluj-Napoca, 2008
3

Referenţi
Coperta: Patricia Puşcaş
© Ştefan Bilaşco, 2008
ISBN 978-973-133-382-3
Prof. univ. dr. Ionel Haidu
Prof. univ. dr. Dan Bălteanu – membru corespondent al
Academiei Române
Prof. univ. dr. Ioan Donisă
Conf. univ. dr. Alexandru Mircea Imbroane
Director: Mircea Trifu
Fondator: dr. T.A. Codreanu
Tehnoredactare computerizată: Czégely Erika
Tiparul executat la Casa Cărţii de Ştiinţă
400129 Cluj-Napoca; B-dul Eroilor nr. 6-8
Tel./fax: 0264-431920
www.casacartii.ro; e-mail: editura@casacartii.ro
4

CUPRINS
LISTA DE TABELE .............................................................................................. 9
LISTA DE FIGURI .............................................................................................. 10
CUVÂNT ÎNAINTE............................................................................................. 13
INTRODUCERE .................................................................................................. 15
1. NIVELUL ACTUAL AL CUNOAŞTERII ÎN DOMENIUL
VIITURILOR DE VERSANT............................................................................. 17
1.1. METODOLOGIA CLASICĂ DE CALCUL A SCURGERII MAXIME
LA SECŢIUNI FĂRĂ MĂSURĂTORI................................................................. 19
1.1.1. Metoda raţională de calcul a debitelor maxime .................................. 24
1.1.2. Metoda reducţională de calcul a debitelor maxime............................. 26
1.1.3. Metoda statistică temporalo-spaţială de determinare a debitelor
maxime ................................................................................................ 27
1.2. MODELE MIXTE: HIDROLOGICE-G.I.S.......................................................... 28
1.3. POTENŢIALUL FUNCŢIILOR ARC PENTRU IMPLEMENTAREA G.I.S.
ÎN MODELAREA VIITURILOR DE VERSANT ................................................... 33
2. APLICAREA FUNCŢIILOR ARC PENTRU REALIZAREA BAZEI
DE DATE - BAZINUL SUPERIOR AL SOMEŞULUI MIC - ........................ 36
2.1 BAZA DE DATE PRIMARĂ .............................................................................. 38
2.1.1 Georeferenţierea.................................................................................. 39
2.1.2 Vectorizarea.......................................................................................... 40
2.1.3 Realizarea modelului digital de elevaţie............................................... 42
2.2 BAZA DE DATE DERIVATĂ ............................................................................ 46
2.2.1 Direcţia scurgerii (Flowdirection) ....................................................... 47
2.2.2 Acumularea scurgerii (Flowaccumulation).......................................... 50
2.2.3 Definirea reţelei hidrografice (Stream definition)................................ 52
2.2.4 Ordinul reţelei hidrografice (Streamorder).......................................... 57
2.2.5 Definirea canalului de drenaj a apei (Flow Path Tracing) .................. 62
2.2.6 Cea mai lungă distanţă de scurgere pentru un bazin hidrografic
(Longest Flow Path for Adjoint Catchemets) ..................................... 63
2.2.7 Selectarea punctelor pentru delimitarea cumpenelor de apă
(Batch Point)....................................................................................... 64
5

2.2.8 Delimitarea cumpenelor principale, pronind de un anumit punct
(Batch Watershed Delineation)............................................................65
2.2.9 Delimitarea cumpenelor secundare, pronind de un anumit punct
(Batch Subwatershed Delineation) ......................................................66
3. UTILIZAREA G.I.S LA ESTIMAREA SCURGERII PENTRU
PROBABILITĂŢI RARE, PE VERSANŢI ŞI ÎN BAZINE
HIDROGRAFICE MICI ......................................................................................70
3.1 SELECTAREA BAZINELOR HIDROGRAFICE .....................................................72
3.2 CUANTIFICAREA G.I.S A ELEMENTELOR ŞI VARIABILELOR DE CALCUL.......77
3.2.1 Determinarea suprafeţei bazinului ........................................................77
3.2.2 Forma bazinelor hidrografice ...............................................................81
3.2.3 Densitatea reţelei hidrografice..............................................................84
3.2.4 Determinarea lungimii albiei principale şi suma lungimilor albiilor ...86
3.2.5 Panta medie a albiei principale.............................................................87
3.2.6 Determinarea pantei versanţilor ..........................................................90
3.2.7 Gradul de împădurire ............................................................................94
3.2.8 Gradul de acoperire cu terenuri înţelenite şi înierbate .........................98
3.2.9 Ponderea terenurilor cultivate...............................................................99
3.2.10 Ponderea grupelor hidrologice de sol ...............................................102
3.3 IMPLEMENTAREA G.I.S ÎN CALCULUL DEBITELOR MAXIME
(MAXIMA ISTORICĂ)...................................................................................107
3.3.1 Ploile torenţiale ...................................................................................107
3.3.2 Implementarea G.I.S în metoda SCS-CN............................................110
3.3.2.1 Baza de date spaţială pentru modelul SCS-CN ............................110
3.3.2.2 Calculul scurgerii maxime............................................................113
3.3.2.3 Metodologia de calcul G.I.S.........................................................114
3.3.3 Determinarea volumelor maxime utilizând formule matematice
de calcul.............................................................................................116
3.3.4 Implementarea G.I.S în formula raţională ..........................................124
3.3.4.1 Analiza spaţială a coeficienţilor medii de scurgere......................124
3.3.4.2 Analiza spaţială a timpilor de concentrare ...................................132
3.3.4.3 Proceduri de validare a timpilor de concentrare...........................142
3.3.5 Implementarea G.I.S în metoda reducţională......................................144
3.3.6 Implementarea G.I.S în calculul debitelor maxime pe suprafeţe
interbazinale ......................................................................................147
3.3.6.1 Determinarea arealelor interbazinale............................................148
3.3.6.2 Alegerea punctelor, de pe cursul principal şi determinarea
arealelor interbazinale, în cascadă, aferente acestora..................149
3.3.6.3 Calculul debitului maxim pe suprafeţe interbazinale ...................149
3.4 PROCEDURI DE VALIDARE PRIN METODA HIDROGRAFULUI UNITAR ...........152
6

3.4.1 Construirea hidrografului unitar pentru bazinele hidrografice cu
închidere la staţia hidrologică Poiana Horea (Beliş) şi Smida
(precipitaţii orare) ............................................................................ 153
3.4.2. Construirea hidrografului unitar pentru bazinul hidrografic 21
pe baza intensităţii maxime şi timpi standard de înregistrare a
precipitaţiilor .................................................................................... 155
3.5 PROCEDURI DE VALIDARE PRIN ANALIZA DE FRECVENŢĂ.......................... 157
3.5.1 Curba de probabilitate Gama generalizată........................................ 159
3.5.2 Analiza de frecvenţă a debitelor teoretice pentru bazinul
hidrografic 21 ................................................................................... 161
4. IDENTIFICAREA ZONELOR DE RISC PENTRU APARIŢIA
VIITURILOR ..................................................................................................... 164
4.1 PRINCIPII DE LUCRU.................................................................................... 164
4.2 UTILIZAREA G.I.S. PENTRU ESTIMAREA RISCULUI DE VIITURĂ
ÎN FUNCŢIE DE PERMEABILITATEA SOLULUI ŞI PANTĂ .............................. 167
4.2.1 Caracterizarea pedo-hidrologică ....................................................... 168
4.2.2 Elaborarea layerelor pedo-hidrologice.............................................. 170
4.2.3 Modelarea G.I.S. a favorabilităţii transferului de apă prin soluri
neacoperite........................................................................................ 172
4.3. IDENTIFICAREA AREALELOR CU DIFERITE GRADE DE RISC
DE APARIŢIE A VIITURILOR........................................................................ 180
4.3.1 Layere utilizate ................................................................................... 180
4.3.2 Analiza spaţială a riscului de apariţie a viiturilor (T = 100 ani)...... 183
BIBLIOGRAFIA ................................................................................................ 187
ANEXE ................................................................................................................ 195
7

Lista de tabele
Tabelul 2.1 Materialul cartografic referenţiat ___________________________ 40
Tabelul 2.2 Baza de date vector ______________________________________ 41
Tabelul 2.3 Comparaţia între valoarea volumelor de scurgere acumulate _____ 51
Tabelul 3.1 Elementele morfomentrice şi de identificare a bazinelor
hidrografice ____________________________________________ 75
Tabelul 3.2 Caracteristici geometrice ale bazinelor hidrografice ____________ 82
Tabelul 3.3 Caracteristicile pantelor albiilor şi versanţilor ________________ 89
Tabelul 3.4 Categorii de pantă după Irimuş şi colab. (2005), cu modificări ___ 91
Tabelul 3.5 Ponderea suprafeţelor, vegetaţie şi grup hidrologic de sol ______ 101
Tabelul 3.6 Ploi de intensitate maximă (după ANM) _____________________ 108
Tabelul 3.7 Baza de date pentru modelul SCS-CN _______________________ 111
Tabelul 3.8 Indicatorul CN (Curve number) derivat pe baza modului de utilizare
al terenurilor şi soluri în funcţie de condiţiile hidrologice
ale acestora (Man, T., Alexe, M., 2006) _____________________ 112
Tabelul 3.9 Scurgerea maximă calculată –modelul SCS-CN- ______________ 115
Tabelul 3.10 Coeficienţi de scurgere adaptaţi după Frevert _______________ 126
Tabelul 3.11 Baza de date spaţială – coeficienţi de scurgere – _____________ 126
Tabelul 3.12 Coeficienţi de scurgere calculaţi după Frevert ______________ 131
Tabelul 3.13 Baza de date –timpi de concentrare- _______________________ 134
Tabelul 3.14 Caracteristicile timpilor de concentrare ____________________ 141
Tabelul 3.15 Intensităţi ale ploii şi debit maxim cu probabilitatea 1%
calculat ______________________________________________ 145
Tabelul 3.16 Variabile şi debit maxim calculat pe suprafeţe interbazinale ____ 151
Tabelul 3.17 Cantităţi orare de precipitaţii ____________________________ 153
Tabelul 3.18 Coeficienţi Kriţki-Menkel _______________________________ 159
Tabelul 3.19 Probabilităţi de depăşire pentru debite maxime calculate pentru
i max istoric = 10.1 mm/min(curba teoretică Gamma generalizata) __ 159
Tabelul 3.20 Debite maxime calculate prin metoda raţională pe baza ploilor
de intensitate maxima anuala (bazinul hidrografic 21) _________ 161
Tabelul 3.21 Timpi de retur şi probabilităţi de depăşire (HYFRAN) ________ 163
Tabelul 4.1 Clase de permeabilitate ale solului (după Florea şi colab. 1987) _ 170
Tabelul 4.2 Textura solului la suprafaţă ______________________________ 171
Tabelul 4.3 Textura solului în profil __________________________________ 171
Tabelul 4.4 Baza de date (risc de apariţie a viiturilor) ___________________ 180
Tabelul 4.5 Ierarhizarea arealelor de risc _____________________________ 185
9

Lista de figuri
Figura 1.1 Clasificarea modelelor hidrologice în funcţie de hazard, spaţiu şi timp
(după Chong-Yu Xu 1992) _________________________________ 29
Figura 2.1 Localizarea Bazinului Hidrografic Someşul Mic ________________ 37
Figura 2.2 Localizarea Bazinului Hidrografic Superior Someşul Mic ________ 37
Figura 2.3 Datele proiecţiei Stereo. 70 ________________________________ 39
Figura 2.4 Subcomenzile funcţiei topogrid ______________________________ 43
Figura 2.5 Vizualizarea MDE ________________________________________ 46
Figura 2.6 Reprezentarea distanţelor între centrii celulelor ________________ 48
Figura 2.7 Direcţii de scurgere, caracteristice, pentru funcţia flowdirection ___ 48
Figura 2.8 Direcţia de scurgere a apei pe versant ________________________ 49
Figura 2.9 Funcţia Stream Definition __________________________________ 55
Figura 2.10 Meniul funcţiei Stream Definition ___________________________ 55
Figura 2.11 Reţeaua hidrografică generată ____________________________ 56
Figura 2.12 Ordinul de mărime a reţelei hidrografice după Strahler _________ 57
Figura 2.13 Ordinul de mărime a reţelei hidrografice după Shevre __________ 58
Figura 2.14 Ordinul de mărime a reţelei hidrografice, după Shreve __________ 61
Figura 2.15 Meniul Extensiei StreamOrder _____________________________ 58
Figura 2.16 Canalul de drenaj al apei _________________________________ 62
Figura 2.17 Corelarea canalului de drenaj cu bazinul hidrografic ___________ 63
Figura 2.18 Meniul funcţiei Batch Point _______________________________ 64
Figura 2.19 Puncte de delimitare a cumpenelor de apă ___________________ 65
Figura 2.20 Cumpene principale de apă _______________________________ 66
Figura 2.21 Cumpăene secundare de apă ______________________________ 67
Figura 2.22 Cumpene principale şi secundare de apă _____________________ 68
Figura 3.1 Identificarea punctelor de confluenţă _________________________ 73
Figura 3.2 Baza de date ArcG.I.S. –suprafaţa bazinelor hidrografice- ________ 78
Figura 3.3 Fereastra de dialog a extensiei Xtools Pro –Calcul de suprafaţă- __ 79
Figura 3.4 Elemente necesare calculului suprafeţelor, metoda analitică
(Autocad Map) __________________________________________ 80
Figura 3.5 Coeficienţi de circularitate minimi A-bazinul hidrografic 45
B-bazinul hidrografic 13 __________________________________ 83
Figura 3.6 Coeficienţi de circularitate maximi A-bazinul hidrografic 19
B-bazinul hidrografic Râşca _______________________________ 84
Figura 3.7 Densitatea reţelei hidrografice A-bazinul hidrografic 32 (densitate
medie 0,28) B-bazinul hidrografic Chinteni (densitate medie 0,30) ___ 85
10

Figura 3.8 Densitatea reţelei hidrografice A-bazinul hidrografic 25 (densitate
medie 1,67) B-bazinul hidrografic 20 (densitate medie 1,73) ____ 85
Figura 3.9 Panta albiei principale a bazinului hidrografic 40
(panta medie 0,65%) _____________________________________ 87
Figura 3.10 Panta albiei principale a bazinului hidrografic 34
(panta medie 0,89%) _____________________________________ 88
Figura 3.11 Panta albiei principale a bazinului hidrografic 13
(panta medie 21,97%) ____________________________________ 88
Figura 3.12 Panta albiei principale a bazinului hidrografic 15
(panta medie 25,98%) ____________________________________ 89
Figura 3.13 Panta versanţilor A-bazinul hidrografic 35 (panta medie 4,43 0 )
B-bazinul hidrografic 34 (panta medie 4,56 0 ) _________________ 91
Figura 3.14 Panta versanţilor A-bazinul hidrografic 13 (panta medie 26,33 0 )
B-bazinul hidrografic 15 (panta medie 27,23 0 ) ________________ 92
Figura 3.15 Variaţia pantei versanţilor ________________________________ 92
Figura 3.16 Suprafeţe ocupate de categorii de pantă _____________________ 93
Figura 3.17 Structura covorului vegetal _______________________________ 94
Figura 3.18 Extinderea suprafeţelor ocupate de pădure ___________________ 97
Figura 3.19 Extinderea teritorială a terenurilor înierbate _________________ 99
Figura 3.20 Extinderea teritorială a terenurilor cultivate _________________ 100
Figura 3.21 Ecuaţiile şi relaţia grafică de transformare pentru condiţiile
antecedente de umiditate (după Luijten, J.C., 2000) ___________ 113
Figura 3.22. Metodologia de calcul G.I.S., SCS-CN (adaptată după
Xiaoyong Zhan şi Min-Lang Huang 2004) ___________________ 114
Figura 3.23 Coeficientul de scurgere 0,10 _____________________________ 127
Figura 3.24 Coeficientul de scurgere 0,35 _____________________________ 128
Figura 3.25 Coeficientul de scurgere 0,80 _____________________________ 129
Figura 3.26 Baza de date şi variaţia grafică ___________________________ 130
Figura 3.27 Timpi de concentrare modelaţi (bazinul hidrografic 6) _________ 144
Figura 3.28 Determinarea suprafeţelor interbazinale ____________________ 148
Figura 3.29 Suprafeţe bazinale A, suprafeţe interbazinale B ______________ 149
Figura 3.30 Suprafaţa interbazinală 1 ________________________________ 150
Figura 3.31 Suprafaţa interbazinală 2 ________________________________ 150
Figura 3.32 Suprafaţa interbazinală 3 ________________________________ 151
Figura 3.33 Hietograma precipitaţiilor A Ploaia 1, B Ploaia 2 ____________ 154
Figura 3.34 Hidrograful unitar A Poiana Horea, B Beliş, ploaia 1 _________ 154
Figura 3.35 Hidrograful unitar A Poiana Horea, B Beliş, ploaia 2 _________ 154
Figura 3.36 Hietograma precipitaţiilor pentru ploaia torenţială ___________ 155
Figura 3.37 Hidrograful unitar bazinul hidrografic 21 ___________________ 156
Figura 3.38 Hietograma precipitaţiilor pentru timpi standard _____________ 156
Figura 3.39 Hidrograful unitar pentru timpi standard ___________________ 157
Figura 3.40 Funcţia Gumbelt _______________________________________ 162
Figura 3.41 Funcţia exponenţială ___________________________________ 162
11

Figura 3.42 Comparaţie grafică a funcţiilor de probabilitate ______________ 162
Figura 4.1 Metode de modelare a bazinului hidrologic ___________________ 165
Figura 4.2 Schematizarea sistemului hidrologic ________________________ 166
Figura 4.3 Model de reprezentare a realităţii (ESRI 2003) ________________ 166
Figura 4.4 Model de analiză spaţială _________________________________ 166
Figura 4.5 Meniul funcţiei reclassify _________________________________ 172
Figura4.6 Însumarea algebrică a layerelor ____________________________ 172
Figura 4.7 Viteza de infiltrare a apei în sol ____________________________ 173
Figura 4.8 Viteza de infiltrare în textura solului la suprafaţă ______________ 174
Figura 4.9 Viteza de infiltrare în textura solului în profil _________________ 175
Figura 4.10 Favorabilitatea transferului de apă în sol ___________________ 176
Figura 4.11 Căsuţa de dialog raster calculator _________________________ 179
Figura 4.12 Intravilanele localităţilor ________________________________ 181
Figura 4.13 Debitul maxim 1% interpolat (IDW) ________________________ 184
Figura 4.14 Funcţia de interpolare IDW (ArcG.I.S.) _____________________ 183
12

CUVÂNT ÎNAINTE
Cu toate că în ultimii 10-15 de ani asistăm la pătrunderea tot mai clară şi
eficientă a programelor G.I.S. în cercetarea geografică şi în producţia ştiinţifică
materializată sub forma de studii, articole, contracte de cercetare, granturi, diverse
aplicaţii solicitate de beneficiari din sfere din ce în ce mai largi, încă se apreciază că un
soft G.I.S. constituie o sumă de butoane pe care dacă le apeşi obţii direct şi fără
probleme, o hartă în izolinii, zona inundabilă a unui râu, areale de risc, modelul de
relief, reţeaua de transport vulnerabila la alunecări, culoare de avalanşe etc. Lucrurile
nu stau deloc aşa de simplu, deoarece calea pe care un utilizator trebuie să o parcurgă
în acest mediu geoinformatic, adică în G.I.S., este cât se poate de tehnică deoarece
impune un parcurs printre funcţii specifice, un du-te vino între baza grafică şi baza
atribut, formalizarea aplicaţiilor la nivel de primitive punct, linie sau poligon, calcule
pe structuri raster, selectări, discretizări, combinări logice, suprapuneri (overlay) etc.
Trebuie înţeles clar cum se pot obţine layerele, specificul acestora şi ce anume
punem între ele pentru a ne apropia de rezultatul dorit. Este foarte clar că drumul
parcurs de utilizator de la datele geografice primare la rezultatul urmărit (harta digitală,
raport statistic, grafica, scenariu vizual) este cât se poate de tehnic, iar rezultatul
deseori ascunde o tratare numerică. Putem spune în aceste condiţii că Geographical
Information System înseamnă în oarecare măsură tehnică? Şi extrapolând această idee
ne întrebăm, oare şi Geografia înseamnă tehnică? Dacă da, câtă tehnică? Trebuie să
punem şi întrebarea reciprocă: mai rămâne geografie după efectuarea unei aplicaţii
G.I.S. pe date geografice? Cât de „geografic” este rezultatul unei aplicaţii G.I.S.?
Inevitabil geograful de azi trebuie să trăiască împreună cu G.I.S.. Geograful de
azi „pătrunde” implacabil în mediul G.I.S. pentru că dacă nu înţelege parcursul tehnic
de la date la rezultatele obţinute, nu va putea să le înţeleagă şi explica. Astfel, o
cercetare geografică bazată pe G.I.S., pe pătrunderea geografului în „hăţişul”
tehnologic al funcţiilor şi formulelor devine cât se poate de tehnică sau inginerească.
Poate se va pune întrebarea, nu cumva cercetarea bazată pe G.I.S. este inginerie?
Nicidecum! N-avem voie să spunem că nu ne interesează calea parcursă, deoarece sunt
multe căi posibile de la datele geografice la rezultat. Cu alte cuvinte, rezultatul
cercetării geografice depinde 100% de calea tehnică parcursă printre straturi, structuri
raster sau vector, funcţii, algoritmi etc. Cel care utilizează G.I.S., algoritmi de lucru
bazaţi pe statistică şi mai ales pe statistica spaţială, trebuie să accepte că a intrat în
domeniul tehnicii, al geografiei tehnice. Poate că de aceea, astăzi este atât de greu să
realizezi o educaţie pentru G.I.S. şi nu întâmplător tinerii devotaţi acestei direcţii devin
cu atât mai puţini, cu cât programele G.I.S., în scopul eficientizării, par că devin tot
mai „stufoase”.
În acest context obiectivul cărţii realizate de Ştefan Bilaşco este acela de a
arăta cum anume funcţiile G.I.S. ar putea fi implementate în metodele de
13

estimare/simulare a viiturilor de versant (metoda raţională, metoda reducţională şi
metoda de sinteză temporo-spaţială).
Pentru a putea realiza un capitol privind nivelul actual de cunoaştere în
domeniul viiturilor de versant, Ştefan Bilaşco a trebuit să accepte implicarea în
mijloacele specifice de formare şi perfecţionare care există la acest nivel al cunoaşterii
şi al specializării. Autorul s-a implicat în cercetarea contractuală, obţinând o finanţare
CNCSIS apreciabilă, – Grant TD, a participat la alte programe de grant elaborând
aplicaţii şi publicând articole legate de G.I.S. şi aplicarea G.I.S. în alte domenii
geografice.
Toate aceste implicării ale autorului, în fapt mijloace de formare şi
perfecţionare, i-au permis să realizeze o lucrare metodologică care pune la dispoziţia
utilizatorilor de programe informaţionale geografice metode şi modele de extragere
automată a variabilelor de intrare în ecuaţiile de calcul ale debitelor maxime provenite
din viituri, mai pune la dispoziţie mijloace de implementare a acestor variabile în
ecuaţiile de calcul şi determinarea digitală a arealelor cu risc de manifestare a viiturilor.
În acest scop a realizat o bază de date G.I.S. specifică, numită primară (georeferenţiere,
vectorizare, DEM) şi derivata (Flowdirection, Flowaccumulation, Stream definition,
Streamorder, Flow Path Tracing Batch Watershed Delineation) care are o importanţă
deosebită în procesul de modelare, deoarece ea constituie punctul de plecare pentru
orice tip de model hidrologic asistat de G.I.S..
În capitolul trei arată cum se poate utiliza G.I.S. pentru estimarea scurgerii
pentru probabilităţi rare, pe versanţi şi în bazine hidrografice mici. Cu ajutorul G.I.S. se
cuantifică elementele şi variabilele de calcul apoi, se arată cum anume se pot
implementa funcţii G.I.S. în procesul de calcul a debitelor maxime. Funcţii G.I.S. se
mai implementează în formulele matematice de calcul (punctuale) în metoda raţională,
metoda reducţională. Arată cum G.I.S. ne poate ajuta să calculăm debitele maxime pe
suprafeţe interbazinale, teritorii mai puţin accesibile pentru calcule hidrologice dar cu
aport de apă de până la 15-30% în cazul bazinelor montane.
Pentru validarea demersului de lucru ia în considerare datele orare de
precipitaţii şi calculează hidrografe unitare tot în mediu G.I.S. obţinând rezultate care
confirmă metodele indirecte mai sus prezentate, pe care le-a „automatizat” cu ajutorul
funcţiilor G.I.S.. Tot pentru validare statistică, utilizează date privind intensitatea
precipitaţiilor determină probabilităţi de depăşire şi perioade de revenire a debitului
corespunzător intensităţii pluviale maxime istorice.
Capitolul 4 este consacrat identificării prin mijloace geoinformatice a arealelor
cu diferite categorii de risc de apariţie a viiturilor de versant pe baza a două modele
hidro-G.I.S, care, interconectate, se materializează într-un model complex de
determinare a riscurilor. Urmărit în ansamblu, algoritmul de determinare a arealelor cu
risc de apariţie a viiturilor, arată clar faptul că drumul parcurs de la date geografice la
hărţile de risc estimat este un drum cu specific tehnic sau ingineresc care necesită
selectarea celor mai potrivite funcţii (şi esenţe numerice) şi care arată că obţinerea
hărţilor de risc constituie o cercetare geografică tehnică, pe care autorul Ştefan Bilaşco
o posedă cât se poate de bine.
14
Prof. univ. dr. Ionel Haidu

INTRODUCERE
Atât în România, cât mai ales pe plan mondial, s-au realizat sinteze şi
modele de determinare a debitelor maxime provenite din viituri de versant, pentru
diverse scopuri practice: realizarea de amenajări hidroenergetice şi hidrotehnice,
emiterea de avertizări şi luarea de măsuri concrete de prevenire a riscului de viitură
etc. Odată cu apariţia G.I.S., modelele de analiză spaţială a elementelor care
influenţează şi condiţionează propagarea undei de viitură s-au dezvoltat cu o
rapiditate foarte mare datorită modalităţilor simple şi rapide de manipulare şi
analiză a datelor grafice, stocate sub formă de layere tematice, dezvoltate de
programele geoinformaţionale.
Scopul principal cu care am pornit în realizarea studiului, implementarea
SIG în modelarea viiturilor de versant, îl reprezintă realizarea unei lucrări
metodologice care să pună la dispoziţia utilizatorilor de programe informaţionale
geografice metode şi modele de extragere automată a variabilelor de intrare în
ecuaţiile de calcul ale debitelor maxime provenite din viituri, implementarea
acestora în ecuaţiile de calcul şi determinarea arealelor cu risc de manifestare a
viiturilor.
Lucrarea de faţă este structurată pe patru capitole, care, interconectate, se
materializează într-un model hidrologic pentru implementarea G.I.S. în modelarea
viiturilor de versant.
Prin intermediul primului capitol s-au definit, pe baza literaturii de
specialitate, arealele de geneză şi manifestare a viiturilor de versant, identificânduse
metodologia clasică de calcul a debitelor maxime şi structura unor modele
hidrologice-G.I.S.
În a doua parte a lucrării am realizat baza de date G.I.S., pornind de la
modalităţile de construire a bazei de date primare şi definitivarea bazei de date
derivate prin intermediul funcţiilor de analiză spaţială cu aplicare în hidrologie.
Baza de date, primară şi derivată (modelul digital de elevaţie, direcţia scurgerii,
acumularea scurgerii etc.), are o importanţă deosebită în procesul de modelare,
deoarece ea constituie punctul de plecare pentru orice tip de model hidrologic.
În capitolul trei am prezentat modalităţi de identificare şi selectare a
bazinelor hidrografice utilizând G.I.S., precum şi posibilităţile de cuantificare
G.I.S. a elementelor şi variabilelor de calcul a debitelor maxime. Implementarea
G.I.S. în calculul debitelor maxime este, de asemenea, prezentată sub formă de
modele şi ecuaţii de calcul. Pentru a verifica corectitudinea datelor rezultate în
15

urma implementării G.I.S în calculul debitelor maxime din viituri de versanţi am
apelat la diverse proceduri de validare, proceduri prezentate în capitolul trei.
Finalitatea ultimului capitol este aceea de identificare a arealelor cu diferite
categorii de risc de apariţie a viiturilor de versant pe baza a două modele hidro-
G.I.S, care, interconectate, se materializează într-un model complex de determinare
a riscurilor.
În elaborarea acestui studiu am primit sprijin şi am fost îndrumat de Prof.
univ. dr. Ionel Haidu, căruia îi mulţumesc pentru încrederea acordată şi sfaturile pe
care mi le-a dat în tot acest timp.
16

1. NIVELUL ACTUAL AL CUNOAŞTERII
ÎN DOMENIUL VIITURILOR DE VERSANT
Studierea viiturilor de versant s-a constituit ca obiect de cercetare cu
scopuri foarte diverse, pornind de la anticiparea şi prevenirea unor efecte
dezastruoase asupra componentei umane, cauzate de acestea datorită volumului
mare de apă antrenat în procesul de scurgere, mergând până la scopurile
inginereşti, de amplasare a reţelelor hidroenergetice.
Din punct de vedere geomorfologic, Brânduş şi colab. (1998), defineşte
versantul ca fiind o suprafaţă înclinată reprezentând un flanc de vale, de deal, de
munte sau lanţ muntos. Dacă se analizează versantul din punct de vedere
hidrologic, acesta reprezintă suportul de formare şi manifestare a proceselor
hidrologice de scurgere, transport de aluviuni şi acumulare a apei în sectoarele cu
pantă mică de pe suprafaţa versantului.
Odată cu micşorarea bazinului hidrografic pentru care se dispune analiza
viiturilor, creşte gradul de omogenitate a factorilor definitorii ai suprafeţei bazinale
de analizat. Pentru definirea unui bazin hidrografic mic, omogen din punct de
vedere a factorilor condiţionali ai scurgerii, Chartier (1966), foloseşte termenul de
bazin-versant, identificând astfel un bazin hidrografic situat într-o regiune omogenă
prin condiţiile de climă, relief, sol, litologie, cuvertură vegetală. Termenul de
bazin-versant este preluat din literatura franceză şi defineşte un bazin hidrografic a
cărui suprafaţa de acumulare a apei poate fi de ordinul hectarelor, mergând până la
câţiva kilometri pătraţi în condiţii de omogenitate fizico-geografică. În unele
lucrări, Institutul Naţional de Meteorologie şi hidrologie (1971), Ungureanu, Irina-
Brânduşa (1978), se utilizează termenul de bazin elementar prin care se defineşte şi
identifică un bazin hidrografic mic situat într-o singură unitate geografică.
Foarte mulţi autori: Mustaţă (1973), Haidu şi colab. (1990), Platagea
(1974), Stănescu (1973), utilizează în cadrul lucrărilor şi cercetărilor realizate
asupra bazinelor hidrografice, termenul de râu mic, bazin versant sau bazin
elementar.
În urma studiului bibliografiei se poate concluziona că bazinele
hidrografice mici se identifică şi caracterizează ca fiind bazine hidrografice cu
suprafeţe mici, de la câteva hectare la câţiva kilometri pătraţi şi cu o omogenitate
sporită a factorilor fizico-geografici.
Într-un bazin hidrografic de mari dimensiuni (suprafaţa de câteva sute de
kilometri pătraţi), viitura se formează pe versanţi dar propagarea acesteia se
17

ealizează în canalul de acumulare (în albie), în timp ce în bazinele hidrografice
mici formarea, dezvoltarea şi propagarea viiturii se realizează pe versantul
bazinului hidrografic, datorită suprafeţei mici, omogenităţii şi lipsei unui canal de
drenaj bine conturat. În astfel de cazuri viitura nu se manifestă în totalitate prin
concentrarea în albie, principalul mod de manifestare fiind acela de scurgere
laminară de apă pe suprafaţa versantului, cu acumulare în zonele de pantă mică ale
acestuia şi evacuare prin punctul de închidere a secţiunii de calcul şi conturare
spaţială a bazinului.
Luând în considerare cele enunţate mai sus am decis să realizăm analiza
viiturilor de versant, ca fiind viituri cu geneză şi manifestare în bazine hidrografice
mici, adoptând metodologia de calcul a debitelor maxime, impusă de practica
hidrologică, pentru bazine hidrografice mici care nu sunt monitorizate prin
intermediul reţelei de staţii hidrometrice.
Modelarea, simularea şi calculul debitelor produse de viiturile de versant
se realiza prin metode clasice de determinare a caracteristicelor morfometrice şi
morfografice ale bazinului hidrografic, de determinare a caracteristicilor ploilor
maxime generatoare etc. Odată cu apariţia G.I.S., procesul de modelare a viiturilor
de versant începe să fie automatizat.
Una dintre principalele elemente ale procesului de automatizare este
complexa bază de date gestionată şi analizată de către softurile geoinformaţionale.
Datorită complexităţii mari a bazei de date, se pot surprinde cele mai mici detalii
ale modului de manifestare a viiturilor de versant, realizându-se astfel, simularea
cu o acurateţe foarte mare.
Baza de date G.I.S. se structurează sub forma layerelor (stratelor) tematice
de diferite structuri, layere de tip linie pentru reţeaua hidrografică, layere de tip
poligon pentru caracteristicile bazinului hidrografic, solului, vegetaţiei,
intravilanelor, layere de tip grid pentru DEM şi baza de date derivate din analiza
spaţială a acestuia etc. Principala proprietate a bazei de date G.I.S. este aceea ca ea
se poate actualiza la diferite intervale de timp sau în timp real, orice schimbare a
caracteristicii unui layer schimbă întreaga structură da date derivate şi rezultate,
dacă acestea se află înglobate într-o structură de tip model.
Manipularea bazei de date create, prin intermediul softurilor
geoinformaţionale, şi analiza acesteia furnizează informaţii numerice ale
caracteristicilor (panta medie a versantului, suprafaţă, lungimea canalului de
drenaj, lungimea reţelei hidrografice, panta medie a reţelei hidrografice, coeficienţi
medii de scurgere, timpi de concentrare etc), care se conturează ca date de intrare
în formulele (raţională, reducţională, determinare a intensităţii ploii de calcul egală
cu timpul de concentrare, determinare a timpilor de concentrare pentru bazinele
hidrografice) de calcul ale debitelor maxime.
Aplicarea funcţiilor de tip Arc, CAD, asupra bazei de date vectoriale şi
raster permite realizarea de modele concrete şi utile a fenomenului de viitură de
versant iar aplicarea programelor de analiză a frecvenţei, HYFRAN şi distribuţiei
spaţiale şi temporale ArcG.I.S. (interpolare Kriging, IDW etc.), asupra datelor
18

numerice reprezentând debitele maxime permite calculul asigurările şi
probabilităţilor de depăşire sau nedepăşire sau generalizarea debitelor calculate
pentru un anumit teritoriu. Prin intermediul modelelor complexe de analiză spaţială
G.I.S. se realizează simulări de debite, volume, identificări de zone vulnerabile la
apariţia şi manifestarea viiturilor de versant.
Procesul hidrologic de formare şi propagare a viiturilor de versant este unul
deosebit de complex. Complexitatea este determinată de numărul mare de variabile
antrenate în sistemul scurgerii, încă de la apariţie, propagare şi efecte, variabile
distribuite neuniform atât spaţial cât şi temporal pe suprafaţa bazinului de recepţie.
Numărul mare de variabile, distribuţia temporală şi spaţială neuniformă la
nivelul bazinului hidrografic, apariţia hazardată a viiturilor de versant, au impus
realizarea de modele matematice, simulări, pentru anumite evenimente extreme şi
propunerea lor ca valabile pentru alte teritorii cu aproximativ, aceleaşi influenţe
morfografice, morfometrice.
Scopul principal de realizare a modelelor, G.I.S. hidrologice, de viitură este
acela de a emite avertizări hidrologice pentru o mai bună gestionare a resurselor de
apă pentru sisteme hidroenergetice, avertizare a componentei umane şi luare de
măsuri de prevenire şi estompare a daunelor produse de viiturile catastrofale.
Pentru teritoriul României s-au întocmit o serie de modele matematice
materializate în instrucţiuni de calcul a debitelor maxime în bazine hidrografice
mici publicate de către INMH (1997), Miţă şi colab. (1992), Mustaţă (1973, 1974),
Platagea (1959, 1965, 1966). Preocupările pentru modelarea G.I.S. a unor variabile
specifice pentru calculul debitelor maxime şi simularea acestora au fost întreprinse
de către Păcurar (2005), cu scopul de a cuantifica efectele scurgerii şi eroziunii
asupra unor bazine hidrografice mici din apropierea Braşovului, Patriche (2005),
Bofu (2005).
1.1. Metodologia clasică de calcul a scurgerii maxime
la secţiuni fără măsurători
Metodele clasice de calcul ale scurgerii maxime la secţiuni fără măsurători,
în scopul evaluării viiturilor din zona de versant, sunt utilizate, cu precădere, pentru
bazinele hidrografice mici, urmărindu-se evaluarea cantitativă a resurselor de apă şi
repartizarea spaţială a acestora, prin intermediul factorilor care influenţează apariţia
şi propagarea viiturilor.
Viitura este definită de către Vladimirescu (1984) ca fiind formă a scurgerii
directe în faza în care aceasta se produce pe suprafaţa versanţilor şi în micile
depresiuni filiforme ale solului care are aspectul unei pânze de apă-respectiv a unor
şuvoaie filiforme. Prin captarea acestor mase de apă de către reţeaua hidrografică,
se formează curenţi de scurgere directă cu un important potenţial hidraulic.
O altă definiţie a viiturilor elementare este cea formulată de Diaconu şi
colab. (1994) care pune în centrul ei elementul meteorologic; dacă o ploaie
19

oarecare de o durată dată formează pe suprafaţa bazinului dat o scurgere cu un strat
de 1 inch (2,54 cm), atunci hidrograful care caracterizează această scurgere, poate
fi privit ca viitură elementară pentru bazinul hidrografic dat.
Viiturile sunt definite în numeroase feluri, în funcţie de scopul pentru care
se realizează analiza acestora. Pentru a înţelege şi a scoate în evidenţă procesul de
viitură este absolut necesară cunoaşterea diferenţei între viituri şi ape mari.
Prin ape mari se înţeleg fazele din viaţa unui râu în care scurgerea se
situează la valori ridicate în general Diaconu şi colab. (1994). Apele mari se
înregistrează ca urmare a înregistrării unor ploi de intensitate mică şi durată lungă
de timp sau ca urmare a topirii zăpezilor. Faza de ape mari este caracterizată prin
creşterea generală a debitelor râurilor şi menţinerea lor la valori ridicate o perioadă
mai îndelungată, fără creşteri spectaculoase de nivel.
Viitura se deosebeşte de faza de ape mari prin timpul de manifestare a
procesului de geneză. Viitura se caracterizează prin creşteri rapide de debit de apă,
respectiv de nivele, prin atingerea unor debite de vârf mari şi printr-o scădere
rapidă a debitelor, care este, în general, mai lentă decât creşterea. Producerea
viiturilor este datorată unor ploi puternice de intensitate mare sau în urma topirii
bruşte şi intense a zăpezilor.
Dacă viiturile se produc ca urmare a unei ploi torenţiale şi se suprapun
peste perioadele de topire a zăpezilor, viiturile se suprapun peste perioadele de ape
mari. În această situaţie, pentru a se analiza viitura, este necesar ca hidrograful
aferent viiturii, să fie separat, pentru a se putea determina partea de viitură
provenită din ploi de cea provenită din topirea zăpezii.
În literatura de specialitate se întâlnesc mai multe metode de calcul a
debitelor maxime produse din viituri dintre care cea mai utilizată este: metoda
hidrografului unitar, metodă utilizată şi în prezent, propusă de Sherman (1932),
care derivă din dezvoltarea metodei viiturilor elementare. Datorită nevoilor de
cunoaştere a debitelor maxime, metoda hidrografului unitar a fost dezvoltată de
Morgan şi colab. (1939) care leagă hidrograful unitar de anumite durate ale ploii
prin elaborarea hidrografului în S, Snyder (1938) leagă parametrii hidrografului
unitar de caracteristicile bazinelor hidrografice.
Dezvoltarea tehnicii hidrografului unitar este continuată de către mulţi
cercetători O’Kelly (1955), Aron (1982), şi în prezent, Kuiching (1989), Sorell, şi
colab. (1991), Diaconu şi colab. (1994), Melching şi colab. (1996), Musy şi colab.
(1998), Straub şi colab. (2000), Haidu (2006), toţi analizând legăturile dintre
variaţia în timp a intensităţii ploii de calcul, capacitatea de retenţie a solului şi
diferite intervale de timp de scurgere specifice bazinului hidrografic respectiv.
Datorită dezvoltării tehnicilor de calcul şi complexităţii mari a fenomenelor
hidrologice s-au dezvoltat tot mai multe metode de modelare matematică a
proceselor hidrologice. Modelarea matematică apelează la scheme logice, ecuaţii
matematice şi prin intermediul sintezelor hidrologice precum şi a diverşilor
parametrii ce intervin în procesul de modelare, are ca principal scop scoaterea în
evidenţă, cât mai fidel, a evenimentului hidrologic probabil.
20

Modelele hidrologice sunt concretizate în formule aproximative de calcul a
debitelor maxime elaborate în urma studiilor în laborator sau prin intermediul
studiului bazinelor hidrografice model sau experimentale. Ecuaţii de calcul
concretizate în modele hidrologice matematice au fost utilizate de către Haidu
(1993, 2006), Marshall şi colab. (1994), Diaconu şi colab. (1994), Kohnová Silvia
şi colab. (2003), Ken (2004), Nidas (2005), utilizând formula raţională ca metodă
principală de modelare.
Pe teritoriul României, studiul statistic asupra şirurilor de date hidrologice
achiziţionate prin măsurători directe de debite şi realizarea, în paralel de metodologii
şi modele de calcul a debitelor maxime produse din viituri, s-a concretizat în
rezultate utile încă din anul 1957. Lăzărescu şi colab. (1957) au elaborat primele
modele hidrologice matematice de determinare a debitelor maxime, prin studierea
dependenţei acestora de suprafaţa bazinului hidrografic. Primele sinteze asupra
scurgerii maxime din România au fost elaborate de către Mociorniţă (1961), Diaconu
şi colab (1961) care au propus o metodă de sintetizare a duratei totale şi de creştere a
viiturilor prin legarea lor de parametrii morfometrici ai râurilor şi bazinelor
hidrografice. Modele şi regionalizări ale parametrilor hidrologici utilizaţi în calculul
viiturilor maxime în bazine hidrografice mici, au mai fost realizate de către Mustaţă
(1973), Stănescu (1972), Şerban (1986, 1987, 1990).
Având în vedere variaţia spaţială a debitelor maxime pe teritoriul bazinului
hidrografic, dar şi frecvenţa viiturilor coroborată cu efectele dezastruoase produse
de acestea, INMH (1997), a realizat şi publicat o metodologie, instrucţiuni de
calcul a debitelor maxime pentru bazine hidrografice mici unde nu se dispune de
măsurători directe asupra viiturilor analizate.
Principalul obiectiv al metodologiei de calcul a scurgerii maxime în bazine
hidrografice mici, conform INMH (1997) este acela de a determina debitul maxim
scurs pe bazine hidrografice mici, cu suprafaţa sub 100 km 2 .
Principala limitare a utilizării acestor instrucţiuni şi a metodologiei aferente
este suprafaţa bazinului de recepţie, dar în care nu se neglijează, ci dimpotrivă se
pune un accent foarte mare asupra dinamicii factorilor genetici şi condiţionali ai
scurgerii maxime, factorii cei mai dinamici fiind factorii condiţionali de pe
suprafaţa bazinului hidrografic.
Factorii naturali şi antropici; degradarea, eroziunea accentuată, urbanizări,
împăduriri, despăduriri, pot avea influenţe mari asupra unui bazin hidrografic mic
datorită variaţiei mari a acestora în perioade scurte de timp.
Pentru calculul debitelor maxime în bazine hidrografice şi suprafeţe de
versant mici este necesar să se cunoască ploile şi coeficienţii de transformare a
acestora în scurgere în funcţie de factorii condiţionali ai scurgerii, coeficienţii de
scurgere pentru diferite categorii de soluri, relief, vegetaţie, geologie şi anticiparea
scurgerii pe o perioadă oarecare de revenire.
Metodologia clasică de calcul a debitelor maxime provenite din viituri de
versant presupune parcurgerea unor paşi obligatorii în cadrul procesului de calcul:
identificarea pe hartă a bazinului hidrografic, determinarea suprafeţei bazinului,
21

analiza formei bazinului hidrografic, calculul lungimii albiei şi a pantei medii a
acesteia, precum şi calculul pantei medii a versanţilor bazinului de drenaj, calculul
timpilor de concentrare şi determinarea ploii de calcul.
Identificarea pe hărţi a bazinului hidrografic este prima operaţie,
pregătitoare. Hărţile pe care se va face identificarea trebuie să fie cât mai detaliate
şi sa fie la o scară adecvată în funcţie de mărimea suprafeţei, pentru a se putea
delimita suprafaţa bazinului principal şi a celui afluent pe linia de cumpănă a
apelor care separă bazinul hidrografic aflat în studiu de celelalte suprafeţe de
drenaj.
Suprafaţa bazinului hidrografic trebuie determinată pe aceleaşi hărţi pe
care s-a făcut identificarea, ţinându-se seama de scara hărţii. Determinarea
suprafeţei se realizează prin intermediul metodelor clasice; planimetrare,
secţionarea suprafeţei bazinului hidrografic în suprafeţe de tipul triunghiurilor,
poligoanelor, dreptunghiurilor, a căror suprafeţe se calculează mai simplu şi pe
urmă însumarea acestora. Pentru a se putea realiza integrarea suprafeţei în
modelele hidrologice matematice, aceasta se exprimă în km 2 şi ha.
Suprafaţa bazinului hidrografic este întotdeauna asociată cu kilometrajul
profilului de închidere sau cu denumirea staţie hidrometrice crescând odată cu
lungimea cursului de apă (Valdimireascu, 1984).
Forma bazinului hidrografic este o exprimare analitică cu caracter
convenţional (Valdimireascu, 1984), care scoate în evidenţă caracterul circular sau
alungit al bazinului hidrografic şi se determină ca raport între suprafaţă şi lungimea
cumpenei de apă. Cu cât bazinul hidrografic este mai aproape de circularitate, cu
atât acumularea viiturii de pe versant va fi mai rapidă în punctul central şi se va
propaga în albie un volum mai mare de apă.
Lungimea albiei principale este o caracteristică foarte importantă în ceea ce
priveşte stabilirea timpilor de concentrare fiind măsurată între izvor şi profilul de
închidere. Pentru orice bazin hidrografic se măsoară lungimea albiei principale şi
suma lungimilor albiilor, în natură, exprimându-se în km sau m, în funcţie de scara
la care se lucrează.
Panta medie a albiei şi panta medie a versanţilor se determină de pe
hărţile în curbe de nivel fiind exprimate în procente sau în grade.
Verificarea rezultatelor obţinute în urma calculării debitelor maxime
provenite din viituri de versant, în concordanţă cu ploile de intensitate maximă,
este absolut necesară şi obligatorie. Pentru întreg procesul de calcul este necesară o
bună cunoaştere a ploilor maxime şi a intensităţilor maxime ale ploilor de calcul.
Caracteristicile morfometrice prezentate îndeplinesc rol definitoriu în
stabilirea, prin calcul a debitelor maxime din viiturile de versant datorită variaţiei
lor în funcţie de suprafaţa bazinului hidrografic şi condiţiile morfometrice ale
suprafeţei de drenaj.
Factorii de mediu de pe suprafaţa de drenaj au o importanţă deosebită în
formarea şi deplasarea viiturii pe versanţi şi concentrarea acesteia în albia râului.
Principalii factori condiţionali ai acestei categorii sunt reprezentaţi de variaţia
22

tipurilor de sol, geologia, vegetaţia prin gradul de extindere şi tipuri, starea albiilor,
existenţa sau nu a aşezărilor omeneşti, existenţa suprafeţelor supuse eroziunii etc.
Pentru o mai bună gestionare a efectelor produse de viiturile de versant este
absolut necesar să se ţină seama de planurile de amenajare viitoare, pe lungă
durată, amenajare silvică, agricolă, combatere a proceselor erozionale, industrială,
dezvoltare urbană etc., efectuate pe suprafaţa bazinului hidrografic.
Factorii cei mai importanţi, ai calculului scurgerii maxime, în bazine
hidrografice mici sunt reprezentaţi de timpii de concentrare şi obţinerea ploii de
calcul.
Timpul de concentrare este timpul necesar viiturii de versant de a se
deplasa din locul de formare până în secţiunea de calcul. Timpii de concentrare se
calculează atât pentru deplasarea viiturii pe versant, cât şi ca timp de propagare a
viiturii în albie, calculându-se un timp de concentrare mediu pentru fiecare bazin
hidrografic în parte.
Datorită influenţei foarte mari a factorilor de mediu asupra timpului de
concentrare, aceştia trebuie cunoscuţi foarte bine pentru a putea fi cuantificaţi şi
introduşi în formule şi modele de calcul şi determinare a timpilor de concentrare. În
România, Stănescu (1970), a întreprins studii asupra timpilor de concentrare, pe
suprafeţe experimentale, rezultatele obţinute putând fi utilizate pentru bazine
hidrografice cu cursuri de apă până la 1 km şi panta până la 400 m/km.
Determinarea ploii de calcul.
În bazine hidrografice mici, ploile mari care dau viituri maxime sunt cele
egale cu timpul de concentrare al scurgerii. Ploaia maximă de calcul se poate
determina ca valoare punctuală şi ca valoare medie pe bazinul hidrografic. Ca
valoare punctuală, ploaia maximă se determină sub formă de intensitate i şi
probabilitate de depăşire în timp fiind exprimată în mm/min, corespunzătoare
timpului de concentrare. Pentru obţinerea valorii medii a ploii de calcul Diaconu
(1990), propune o ecuaţie de calcul care ţine seama de timpul de concentrare,
parametrii de revenire în timp şi zona în care este amplasat bazinul hidrografic.
Studii şi sinteze asupra elementelor morfometrice, de mediu şi dinamice
ale bazinului hidrografic în scopul calculării debitelor maxime din viituri în bazine
hidrografice mici, au fost realizate de Platagea (1959), Mustaţă (1973), Dumitrescu
(1974), Platagea (1974), Ciotuz (1991), Munteanu şi colab. (1991), Păcurar (2001).
Cercetările amintite anterior au avut ca scop principal calculul debitelor maxime
luând în considerare elementele generatoare şi condiţionale ale acesteia.
In practica hidrologică din România se utilizează mai multe metode de
estimare şi regionalizare a scurgerii maxime. Cea mai mare parte dintre acestea se
bazează pe legăturile care există între parametrii scurgerii maxime şi elementele
morfometrice ale bazinelor hidrografice, îndeosebi suprafaţa şi altitudinea medie,
precum şi între parametrii scurgerii maxime şi precipitaţii.
Printre metodele frecvent utilizate de estimare a debitelor maxime se
înscriu formulele de tip reducţional, metoda raţională. Mai recent, Diaconu (1990),
a propus metoda statistică temporalo-spaţială pentru evaluarea debitelor maxime.
23

1.1.1. Metoda raţională de calcul a debitelor maxime
Pe teritoriul României, cele mai mari debite maxime sunt generate de ploi
torenţiale, importanţă mare având sintezele asupra acestora, pentru calcularea
maximelor. Metoda de calcul a debitelor maxime, care ia în considerare, în mod
explicit ploile de intensitate maximă, în bazine hidrografice mici pune în centrul ei
metoda raţională care este sintetizată într-o relaţie de calcul de forma:
unde:
Qmax p%
p
= 0 . 167 . i % . α . F
Qmaxp% - debitul maxim, în m 3 /s cu probabilitatea de depăşire-asigurare p%
ip% - intensitatea media a ploii în mm/min, de probabilitate p%, egală cu
timpul de concentrare a scurgerii în bazinul hidrografic analizat, care
generează debitul maxim.
α - coeficientul mediu de scurgere al bazinului hidrografic
F – suprafaţa bazinului hidrografic, exprimată în km 2 sau ha
În urma analizei ecuaţiei de calcul a debitelor maxime se observă că prin
intermediul metodei raţionale se admite că ploaia de intensitate medie maximă şi
probabilitate p% generează un debit maxim de aceeaşi probabilitate.
Pentru aplicarea formulei de calcul este necesară elaborarea de sinteze
referitoare la intensităţile maxime de ploaie, timpi de concentrare şi coeficienţi de
scurgere.
Cea mai importantă variabilă, atât pentru calculul scurgerii maxime cât şi
pentru determinarea intensităţii ploii de calcul, este timpul de concentrare specific
pentru fiecare bazin hidrografic. Timpul de concentrare este definit ca fiind durata
de timp necesară curentului de apă să parcurgă distanţa de la cel mai îndepărtat
punct al bazinului hidrografic până la secţiunea de calcul, fiind determinat ca sumă
a doi timpi de concentrare: timpul de concentrare în albie şi timpul de concentrare
pe versanţi, utilizând relaţiile:
Lversant
Lalbie
t c = tversant
+ talbie
= +
( 2)
v v
versant
1/
2
− ⎛ ⎞
⎜1000
. l ⎟
tversant =
⎝ ⎠
−
1/
4
m . I . a
versant
versant
24
albie
în care
1/
2
versant
şi
( 1)
( 3)

t =
albie
m
albie
1000 . L
. I
1/
2
albie
albie
1/
4
max p%
. Q
unde:
−
l - lungimea medie a versanţilor bazinului hidrografic în km
mversant – coeficient legat de rugozitatea versanţilor
Iversant – panta medie a versanţilor, la mie
−
a - intensitatea medie cea mai mare a restituirii apei în timpul parcurgerii
versanţilor, mm/min
Lalbie – lungimea albiei de la izvor până la secţiunea de închidere
malbie – coeficient legat de rugozitatea albiei
Ialbie – panta medie a albiei, ‰
Qmaxp% - debitul maxim cu probabilitatea de depăşire p% în m 3 /s.
Ecuaţiile de calcul ai timpilor de concentrare pentru bazinele hidrografice,
în scopul calculului debitului maxim probabil, au fost elaborate în 1984 şi publicate
în îndrumătorul internaţional pentru metode de calcul a caracteristicilor hidrologice
principale.
Pentru bazinele hidrografice mici din zonele montane, unde realizarea
delimitării între versanţi şi albii este foarte dificilă, serviciul hidrologic român, prin
intermediul studiilor realizate de către Miţă (1983), Miţă şi colab. (1988, 1992), a
elaborat sinteze asupra vitezelor medii de concentrare în bazine mici din Munţii
Carpaţi, prin valorificarea rezultatelor obţinute pe bazine experimentale.
Influenţa coeficienţilor medii de scurgere este definitoare în ceea ce
priveşte calculul scurgerii maxime în bazine hidrografice mici. Contribuţii
remarcabile pentru determinarea coeficienţilor de scurgere au fost aduse de către
Hâncu şi colab. (1971), Stallings (1957), care studiază coeficienţii de scurgere în
funcţie de sol şi încadrarea acestuia pe tipuri de versanţi. Serviciul hidrologic
român, prin intermediul studiilor realizate de către Miţă şi colab. (1986, 1988,
1992), valorifică rezultatele obţinute pe bazine experimentale pentru generarea
unor coeficienţi de scurgere care ţin seama de intensităţile de precipitaţii, pantă,
textura solului şi coeficientul de împădurire.
Aplicarea metodei pentru bazine hidrografice mari este aproape inutilă,
deoarece ploaia este considerată uniformă pe întreaga suprafaţă a bazinului
hidrografic, metoda putând fi utilizată, cu succes, pentru bazine hidrografice mici,
până la 10 km 2 .
25
( 4)

1.1.2. Metoda reducţională de calcul a debitelor maxime
Dacă staţia hidrometrică la care se realizează studiul şi analiza debitelor
maxime, deţine şiruri de date măsurate pe o perioadă mare de timp, nu mai mică de
20-25 de ani, şirurile de date pot fi valorificate direct pentru calculul debitelor
maxime. Pentru realizarea calculului debitelor maxime se apelează la determinarea
unor caracteristici statistice ale şirului de date şi studiul legăturii dintre acestea şi
factorii fizico-geografici, condiţionali ai scurgerii.
Una dintre formulele care scoate în evidenţă aceste tipuri de legături este fi
formula:
unde:
Q
max p%
= B
p%
. F
1−n
Bp% - debite maxime cu diferite asigurări
F – suprafaţa bazinului hidrografic
n – indice de reducţie a suprafeţei bazinului hidrografic
Parametrii pentru coeficienţii de reducţie ai suprafeţei bazinelor
hidrografice şi debitele maxime cu diferite asigurări sunt redaţi, de regulă, pe hărţi
cu izolinii sau raioane.
Legături pot fi realizate şi în cazul în care p% este înlocuit cu semnificaţia
de medie a debitelor maxime. În acest caz este absolut necesară determinarea de
sinteze pentru coeficienţii de variaţie şi simetrie, care împreună cu valorile medii
permit determinarea debitelor maxime cu diverse probabilităţi de depăşire Mustaţă
şi colab. (1969).
Pentru a se putea realiza prelucrarea statistico-matematică, cu succes, a
datelor, este necesar ca pentru fiecare staţie hidrometrică să se dispună de întreg
şirul de date utile în procesul de cercetare: Qmax, qmax, Cv, Cs etc. Prelucrarea
statistico-matematică a datelor se poate realiza în mai multe moduri, recomandat
este utilizarea metodei de determinare a curbelor teoretice de depăşire, asigurare
pornind de la graficul empiric temporal selectând diferite valori empirice de
asigurare.
Unul dintre criteriile de control al corectitudinii realizării legăturilor dintre
suprafaţa bazinului şi Bp% este acela ca Bp% să fie în concordanţă cu intensităţile
maxime ale precipitaţiilor din zonele respective. Dacă legăturile, suprafaţă-debit
maxim, sunt realizate corect, atunci valoarea lui Bp%, exprimată sub formă de strat
de apă scurs în mm/min, nu depăşeşte intensitatea maximă a ploilor din zona
analizată.
Deoarece pe teritoriul bazinului hidrografic se manifestă şi alţi factori, care
influenţează debitele maxime, este necesar ca în formulele de calcul să se introducă
coeficienţi specifici pentru fiecare factor de influentă. Cele mai importante
influenţe asupra scurgerii maxime sunt exercitate de prezenţa lacurilor, bălţi,
26
( 5)

mlaştini, suprafeţe împădurite pe teritoriul bazinului de drenaj. Prin multiplicarea
relaţiei (5) cu coeficienţii specifici fiecărui tip de influenţă se obţin date mult mai
bune asupra scurgerii maxime.
Îndrumătorul internaţional pentru metode de calcul a caracteristicilor
hidrologice principale (1984) recomandă următoarea relaţie pentru integrarea
coeficienţilor de influenţă a scurgerii în determinarea finală a acesteia:
unde:
q
max p%
=
B
p%
( F + 1)
n
δ δ
1
2
δ
3
δ1, δ1, δ1 – reprezintă coeficienţi adimensionali care iau în considerarea
micşorarea debitelor maxime datorită suprafeţelor împădurite din bazin,
prezenţei lacurilor, bălţilor etc. de pe suprafaţa de drenaj.
Sintezele directe asupra debitelor maxime nu iau în considerare
precipitaţiile, de aceea ele sunt mai puţin utilizate şi aplicate în practica
hidrologică.
27
( 6)
1.1.3. Metoda statistică temporalo-spaţială de determinare a
debitelor maxime
Metoda statistică temporalo-spaţială a fost propusă de către Diaconu
(1990), putându-se utiliza pe zonele considerate unitare din punct de vedere al
existenţei statistice în timp şi spaţiu a şirurilor de observaţii cu privire la debitele
maxime.
Pentru ca metoda să fie cât mai precisă, este recomandat ca numărul
punctelor hidrometrice să fie cât mai mare şi şirul de date înregistrate să aibă
continuitate, să se întindă pe o perioadă cât mai lungă de timp.
Şirurile de date de la staţiile analizate se ordonează în mod descrescător
obţinându-se, astfel, mulţimi temporale. Pe baza şirurilor de date se construiesc,
sub formă de grafice, curbele de asigurare-depăşire şi modelul debitului maxim
probabil.
Una din principalele probleme pe care metoda îşi propune să le rezolve este
aceea de a preciza riscul-şansa ca într-o perioadă de timp, o anumită valoare a
debitului maxim, modelat, să fie depăşită. O altă problemă, care se poate rezolva
prin intermediul metodei temporalo-spaţiale este aceea ce a preciza riscul de
depăşire a unei valori a debitului maxim pentru un bazin de o anumită suprafaţă.
Limitele minime, în ceea ce priveşte suprafaţa bazinului hidrografic, pentru
care metoda se poate aplica cu rezultate bune sunt de 20-30 km 2 mergând până la
maximele de 2500 km 2 .

1.2. Modele mixte: hidrologice-G.I.S.
Modelarea componentelor sistemelor hidrologice reprezintă o importanţă
mare în studierea viiturilor de versant, fiind o permanentă preocupare a cercetării
ştiinţifice, cu o aplicabilitate foarte mare în ceea ce priveşte gestionarea integrată a
resurselor de apă. Modelele hidrologice sunt reprezentări simplificate ale
complexităţii fenomenelor care se desfăşoară în interiorul bazinului de recepţie,
având la bază funcţia de impuls combinată cu principiul liniarităţii sistemelor
hidrologice.
În contextul schimbărilor climatice, actuale, studiul viiturilor de versant
constituie una dintre problemele de cea mai mare actualitate pentru care s-au
realizat numeroase modele hidrologice, Singh (1995), având ca principal scop
prevenirea efectelor catastrofale generate de acestea. Pentru a alege cel mai potrivit
model de analiză a viiturilor de versant este necesar accesul la informaţia
geografică care poate să ofere o viziune globală asupra componentelor sistemului
de scurgere.
O definiţie complexă a modelelor este dată de către Ionescu şi colab.
(1975), care spune că modelele constituie reprezentări condensate, cât mai fidele cu
putinţă, a sistemelor reale, stabilite cu scopul de a analiza legile şi relaţiile
fundamentale care guvernează procesele caracteristice sistemului analizat, de a
verifica şi analiza rezultatele.
În general, în literatura de specialitate modelele hidrologice se pot împărţi
în două categorii fundamentale în funcţie de natura lor, Stănescu (1985) : modele
fizice – care reproduc prin instrumente fizice realitatea din natură şi urmăresc
fenomenele hidrologice pe baza reproducerii intrărilor în condiţii similare cu cele
din natură – modele matematice – care încearcă să descrie sistemul hidrologic prin
relaţii matematice – şi o a treia categorie, mai puţin utilizată este modelarea
conceptuală care constă în modelarea, prin intermediul unei scheme logice a
procesului de formare a scurgerii.
După Chow şi colab (1988), pentru realizarea clasificării modelelor trebuie
luate mai multe decizii care s-ar putea exprima sub forma unor întrebări. Sunt
variabilele, care alcătuiesc modelul, întâmplătoare sau nu? Aceste variabile sunt
uniforme în ceea ce priveşte spaţialitatea? Sunt variabilele constante în timp?
Analizând aceste întrebări, Chong-Yu Xu (1992), a propus o schemă de
clasificare a modelelor (Fig.1.1) care ţine seama de toate întrebările de mai sus.
În prima fază, modelele hidrologice au fost împărţite în modele
deterministe şi stochastice. Cele două tipuri de modele sunt diferenţiate de
caracterul întâmplător pe care îl au sau nu variabilele care alcătuiesc modelul.
Modelul se poate considera determinist dacă nici una din variabile nu este
întâmplătoare, modelul este stochastic dacă una sau mai multe variabile care îl
alcătuiesc sunt aleatoare.
După Singh (1995), procesul ploaie-scurgere maximă poate fi modelat şi
clasificat în funcţie de timpul şi spaţiul de manifestare, prin intermediul ecuaţiilor
28

Scurgere
invariabilă
(uniformă)
Intrări
Sistemul
Ieşiri
f(hazard, spaţiu, timp)
Modele determinate
Omogene Eterogene Independente
spaţial
Scurgere
variabilă
Scurgere
invariabilă
(uniformă)
Scurgere
variabilă
Independent
e temporal
Figura 1. 1. Clasificarea modelelor hidrologice în funcţie de hazard, spaţiu şi timp
(după Chong-Yu Xu 1992)
matematice. Caracteristicile principale pentru clasificarea acestor tipuri de modele
ţin de: natura algoritmilor de bază (ecuaţii matematice, analiză conceptuală),
abordarea este stocastică sau deterministă, în funcţie de parametrii de intrare,
modelul este o reprezentare spaţială cu parametrii distribuiţi sau cu parametrii
concentraţi.
Prima caracteristică defineşte modelul ca o simplă legătură matematică
între intrările şi variabilele bazinului de recepţie, rezultatul putând fi influenţat şi
de descrierea conceptuală, în mod simplificat a procesului de viitură de versant.
Dacă se deţin descrieri de date referitoare la sistemul de ploaie-scurgere pe
perioade foarte lungi de timp, se poate apela în procesul de modelare, la funcţiile
statistice, rezultatele obţinute fiind utile în analiză. Chiar dacă abordarea
conceptuală a parametrilor bazinelor hidrografice este una foarte corectă, în
procesul de simulare intră şi alte variabile medii şi parametrii specifici, făcând ca
modelul să fie unul pur fizic.
Unele dintre cele mai cunoscute modele fizice G.I.S. este reprezentat de
modelul KINEROS2, WaSiM (Water balance Simulation Model) dezvoltat de către
Swiss Federal Institute of Technology (ETH) în Zurich.
Modelul KINEROS2 (Kinematic Runoff and Erosion Model) completează
varianta anterioară a modelului KINEROS care, din punct de vedere fizic este
orientat pe descrierea procesului de intercepţie, infiltrare, scurgere de suprafaţă şi
eroziune pe teritoriul bazinelor hidrografice. Modelul tratează suprafaţa bazinului
hidrografic ca şi o reţea de canale naturale de scurgere cărora li se calculează prin
29
Modele stochastice
Dependente
temporal
Dependente
spaţial
Independent
e temporal
Dependente
temporal
Condiţii de
clasificare
Hazardul
Uniformitatea
spaţială
Variaţia
temporală

intermediul ecuaţiilor scurgerea pe versant şi în albie, aproximând infiltrarea şi
eroziunea. La înregistrarea unei ploi torenţiale, oarecare, modelul KINEROS2 este
capabil să facă distribuirea acesteia, prin interpolare, în funcţie de centrul de
greutate al bazinului hidrografic, pe teritoriul suprafeţei de drenaj şi să simuleze
scurgerea maximă indicând potenţialele zone de acumulare a debitului maxim
simulat.
Modelele matematice, după Păcurar (2005), pot fi, în raport de modul de
reprezentare a sistemelor cercetate (după tipul parametrilor, variabilelor şi relaţiilor
dintre acestea): stochastice sau deterministe, globale sau distribuite, respectiv
conceptuale sau empirice.
Chong-Yu Xu (1992), identifică un model hidrologic stochastic atunci
când una sau mai multe variabile, care îl alcătuiesc sunt aleatoare. Modelele
stochastice, prin intermediul analizei de frecvenţă, pot prevedea eventualele intrări
în sistem într-o perioadă de timp viitoare. Modelele statistice sunt utilizate, cu
precădere, la analiza şirurilor de date meteorologice, modelul Thomas-Fiering
(1962), aplicat de, Haidu (1997), pe râuri din România. O altă aplicaţie cu caracter
de model stochastic este reprezentată de modelarea şirurilor de debite maxime
calculate pentru anumite viituri de versant, cu scopul determinării anumitor
probabilităţi de asigurare.
Modelul se poate considera determinist dacă nici una din variabile nu este
întâmplătoare după Chong-Yu Xu (1992). Modelele deterministe nu sunt capabile
să genereze eventualele intrări de apă, din precipitaţii, energie, prin intermediul
temperaturilor, aceste variabile trebuie cunoscute, prevăzute de către utilizator.
Modelele globale constau în seturi de ecuaţii sau relaţii empirice stabilite
între variabilele sistemului hidrografic, relaţii care nu ţin seama de distribuţia
spaţială a proceselor şi transformărilor ce au loc în interiorul sistemului hidrologic.
Cel mai simplu model determinist global este formula raţională de calcul a
debitelor maxime din viituri, propusă de Diaconu (1994), INMH (1997), modelul
SCS-CN (Ponce şi colab. 1996), HEC-1, RORB, Tank Model.
Modelul HEC-1 (Hydrologic Enginering Center), ca şi program
geoinformaţional, a fost dezvoltat de către un grup de cercetători ai Hydrologic
Engineering Center (HEC) în anul (1967), prima versiune a programului fiind
publicată un an mai târziu.
HEC-1 este proiectat pentru a simula răspunsul scurgerii de suprafaţă a
unui bazin hidrografic, în funcţie de intensitatea şi durata unei anumite ploi, luând
în considerare răspunsul dat de componentele hidraulice interconectate. Fiecare
componentă modelează o parte a procesului de formare a scurgerii maxime pe o
anumită porţiune a bazinului hidrografic sau a subbazinelor, reprezentând o entitate
spaţială bine definită şi unică în procesul de analiză a sistemului ploaie scurgere,
concretizându-se în canale de scurgere, scurgere laminară sau rezervor de stocaj.
Reprezentarea şi identificarea acelor componente necesită cunoaşterea unui
set de parametrii care să specifice trăsăturile componentei şi relaţiile matematice
care guvernează procesele fizice de interconectare.
30

Rolul modelului HEC-1 este acela de a calcula hidrograful de scurgere
maximă la un anumit punct de închidere a bazinului hidrografic prin intermediul
analizei matematice a factorilor care condiţionează scurgerea.
Modelele hidrologice deterministe distribuite sau modele eterogene
(dependente spaţial) ţin seama de distribuţia variabilelor de intrare punct cu punct
pe întreaga suprafaţă a sistemului modelat. Modelele eterogene pot fi clasificate ca
şi modele geometrice sau modele eterogene stochastic, clasificare care depinde de
variabilitatea intrărilor şi parametrii luaţi în considerare în momentul începerii
procesului de modelare. Dacă variabilele şi parametrii modelului sunt consideraţi
eterogeni atunci modelul este eterogen stochastic, dacă variabilele şi parametrii
sunt omogeni atunci modelul este clasificat ca model geometric.
Realizarea de modele G.I.S. distribuite este destul de dificilă, datorită
variabilităţii spaţiale a tuturor componentelor care intră în structura modelului şi
insuficienţei datelor necesare pentru definirea modelului. Modelele reprezintă
variaţia spaţială a sistemului hidrologic prin descompunerea acestuia în suprafeţe
elementare sau funcţionale, versanţi, albii şi descrierea acestora separat, iar gradul
de corectitudinea datelor de ieşire, fidelitate, depinde de mărimea suprafeţei.
Deoarece pentru fiecare zonă funcţională se construieşte un alt model distribuit, în
literatura de specialitate, acest tip de modele poartă numele de modele
semidistribuite.
Unele modele G.I.S. se pot încadra în cadrul modelelor distribuite deoarece
reuşesc să surprindă, în mare parte, variaţia spaţială a componentelor sau au
capacitatea de descompunere, analiză şi recompunere a sistemului hidrologic. Cele
mai utilizate modele G.I.S., distribuite, sunt MIKE SHE, KINEROS, IGSM2
(Integrated Groundwater-Surface water Model 2)
MIKE SHE este privit ca un sistem complex pentru modelarea proceselor
majore care se desfăşoară în interiorul sistemului de ploaie-scurgere. MIKE SHE,
în forma lui originală, poate fi caracterizat ca un model determinist din punct de
vedere fizic. Modelul simulează debitele de apă, calitatea apei, capacitatea de
transport a acesteia, Refsgaard şi colab. (1995). Aplicabilitatea modelului este
foarte variată ca scară de lucru, pornind de la o parcelă singulară a bazinului
hidrografic, până la regiuni mari de aproximativ 100 km 2 . Testarea şi
implementarea modelului s-a realizat într-un număr mare de proiecte de cercetare
în condiţii hidroclimatice diferite, Graham (2005).
Modelul hidrologic, integrat, MIKE SHE este realizat de Système
Hydrologique Européen (SHE) şi dezvoltat împreună cu mai multe instituţii
europene: Institute of Hydrology (United Kingdom), SOGREAH (France) şi DHI
(Denmark). SHE este dezvoltarea modelului matematic propus de Freeze şi colab.
(1969), care descria diferite procese de scurgere prin intermediul ecuaţiilor
diferenţiale, rezultatul lor fiind aproximări numerice ale fenomenelor în spaţiu şi
timp.
Ideea centrală a modelului este aceea ca să se poată descrie un bazin de
recepţie dat cu un nivel de detaliu suficient de bun pentru a se putea aproxima un
31

fenomen hidrologic corect din punct de vedere al mecanismului de propagare.
Modelul MIKE SHE percepe bazinul hidrografic ca un sistem în interiorul căruia
procesele majore şi interacţiunile dintre ele sunt într-o permanentă conlucrare.
Modelele conceptuale sunt prezentate drept modele hidrologice în care
legăturile dintre variabilele de intrare şi cele de ieşire sunt guvernate de legi fizice.
Dintre modelele G.I.S. conceptuale la care, legile fizice fac legătura între intrări şi
ieşiri, cele mai cunoscute ar fi: SHE, IDHM (Institute of Hydrologi Distributed
Model), TOPMODEL.
TOPMODEL este un model conceptual de suprafaţă în care factorii
predominanţi care stau la baza genezei scurgerii maxime sunt reprezentaţi de
topografia bazinului hidrografic (DEM) şi o lege matematică, negativă, între
infiltrarea apei în sol şi distanţa verticală de la nivelul inferior de saturare a solului
până la suprafaţă.
În cadrul modelului, scurgerea totală este calculată ca şi sumă între doi
termeni: scurgerea de suprafaţă şi scurgerea în urma saturării complete a solului cu
apă.
Modelul prezentat este un model conceptual, unul în care realitatea fizică
este reprezentată într-un stil simplificat, topmodel fiind frecvent descris ca model
cu bază fizică, în sensul în care parametrii lui pot fi măsuraţi direct Beven şi colab.
(1979).
Topmodel analizează topografia terenului prin intermediul indexului
topografic, ln(a/tanB), în care a reprezintă suprafaţa de drenaj identificată prin
intermediul DEM-ului şi B reprezintă gradientul fluxului mediu de scurgere la
pătrat.
Indexul topografic este calculat prin intermediul DEM. Mărimea pixelilor,
recomandată, pentru realizarea modelului topogrid este variată. Quin şi colab.
(1995), realizează modelul topogrid pe DEM-uri, corecte hidrologic, obţinute cu
ArcInfo la rezoluţii diferite: 2, 4, 10, 30 şi 90 m. În urma analizei rezultatelor
obţinute, autorii concluzionează că DEM-ul cu rezoluţia de 10 m este indicat
pentru realizarea, cu succes, a modelului.
Index-ul topografic se calculează pe DEM-ul bazinului hidrografic, care
trebuie realizat foarte bine, pentru a se putea surprinde, pe parcursul analizei, toate
trăsăturile morfometrice şi schimbările de pantă. Pe baza DEM, indexul topografic
este clasificat în zone hidrologice omogene, acestea stând la baza generării
răspunsului de exces de umiditate şi geneză de viitură.
O altă clasificare a modelelor G.I.S., hidrologice se poate realiza în raport
cu interfaţa utilizatorului Păcurar (2005). Din acest punct de vedere se propun
următoarele tipuri de modele: modelul de cutie neagră, cutie gri, cutie albă, în
funcţie de măsura în care utilizatorul vizualizează structura internă a modelelor şi
este informat în legătură cu modificările pe care le suferă variabilele într-o etapă
sau alta.
În funcţie de timpul şi suprafaţa pentru care se construiesc modelele
hidrologice concepute pentru studierea scurgerii maxime, acestea se clasifică în
32

modele pentru intrări de ploi torenţiale, sunt modelele realizate pentru procese
meteorologice şi hidrologice cu durată de timp mică, modele pentru ploi
torenţiale şi scurgere maximă, reprezintă modele combinate care necesită un timp
mai mare de realizare a procesului complex de ploaie-scurgere. În funcţie de scară,
suprafaţă, se disting modele pornind de la parcelă şi bazin hidrografic mic,
modele la scară mare, mergând până la modele la scară mică, modele de simulare
a scurgerii sistemului naţional de râuri Păcurar (2005).
În urma evoluţiei în timp a modelelor hidrologice rezultă faptul că toate
modelele, atât cele concepute înainte de dezvoltarea sistemelor geografice
informaţionale, cât şi modelele create şi dezvoltate în ultima perioadă de timp tind
spre integrare G.I.S. datorită modului mai rapid şi mai corect de realizare.
1.3. Potenţialul funcţiilor Arc pentru implementarea
G.I.S. în modelarea viiturilor de versant
Sistemele informaţionale geografice au fost concepute pentru realizarea de
modele pe suprafeţe mari, state şi entităţi administrative, fiind utilizate cu scopul de
a realiza hărţi şi de a stoca atribute informaţionale spaţiale. Uşurinţa de manipulare
a datelor spaţiale şi rezultatele foarte bune înregistrate în urma realizării de modele,
au făcut ca să existe un interes foarte mare pentru introducerea în inginerie,
proiectare, hidrologie şi hidrotehnică G.I.S.. Scopul principal pentru care s-a dorit
implementarea G.I.S. în aceste structuri, este acela de a dezvolta medii cu ajutorul
cărora G.I.S. să fie capabile de a oferi soluţii de determinare a frecvenţei de apariţie
a unui eveniment extrem, amplasare corespunzătoare a sistemelor hidrotehnice,
amplasare a digurilor de apărare împotriva inundaţiilor, determinare a canalelor de
drenaj etc.
Câţiva cercetători pot fi menţionaţi ca pionieri ai dezvoltării aplicaţiilor
G.I.S. în hidrologie. Primele încercări au fost realizate de către Jenson şi colab.
(1988), care au propus soluţii pentru delimitarea automată a cumpenelor de apă şi a
canalelor de drenaj spre punctele de control, utilizând o reţea de „grătare”, de tip
GRID. Schema utilizează informaţiile altimetrice ale fiecărei celule a GRID-ului
pentru a determina direcţia de orientare a celulei analizate către celelalte opt din
jurul ei. Celula care contribuie la formarea scurgerii este considerată ca şi celulă de
pe suprafaţa bazinului hidrografic, iar celulele care nu contribuie la procesul de
scurgere sunt identificate drept cumpene de apă.
Tarboton şi colab (1991), propun o metodă de identificare a canalului de
drenaj al apei pe versant şi calcul a lungimii acestuia, utilizând tot o structură de tip
GRID.
Modelarea viiturilor de versant presupune, pe lângă conceperea şi
structurarea teoretică a modelului, unelte şi medii propice de realizare a acestuia.
Programele geoinformaţionale oferă posibilitatea de manipulare a datelor
hidrologice şi definire de modele proprii sau alegerea modelelor existente, prin
33

intermediul funcţiilor şi ecuaţiilor de analiză spaţială. Funcţiile de analiză spaţială
sunt concretizate în rutine, care prin intermediul ecuaţiilor şi analizei scot în
evidenţă manifestarea spaţială a unui element constituent al modelului hidrologic.
În procesul de modelare a viiturilor de versant s-au utilizat funcţiile puse la
dispoziţie de programul ArcInfo şi ArcG.I.S., funcţii specifice pentru simularea
traseelor de viitură şi delimitarea cumpenelor de apă: Topogrid, Flowdirection,
Flowaccumulation, Stream definition, Streamorder, Flow Path Tracing, Watershed
delineation.
Funcţia topogrid este utilizată şi recomandată utilizatorilor programelor
geoinformaţionale pentru a realiza modelul digital de elevaţie al terenului (DEM)
pentru aplicaţii hidrologice. Baza de plecare pentru realizarea interpolării de tip
topogrid este programul ANUDEM dezvoltate de către Hutchinson (1988, 1989).
Procedura de interpolare este proiectată în aşa fel încât să se poată utiliza
toate layerele de tip coverage care conţin tipurile de date de intrare cu informaţii
altitudinale despre suprafeţele caracterizate.
Apa este principala forţă de eroziune determinând forma generală a suprafeţei
bazinului hidrografic. Din acest motiv bazinul hidrografi este caracterizat prin mai
multe zone altitudinale (culmi) şi zone joase (minime locale), rezultând un model de
drenaj concentrat complex. Funcţia topogrid, prin metodologia de interpolare,
identifică aceste două limite de drenaj şi impune constrângeri de interpolare pentru a se
putea identifica cât mai corect drenajul de la limita maximă la cea minimă şi
conturarea, corectă a crestelor altitudinale. Condiţia principală, de drenaj, face ca în
procesul de interpolare zonele joase, false, să fie îndepărtate automat.
Flowdirection, direcţia de scurgere a apei pe versant, bazată pe modelele
digitale de elevaţia (DEM), se utilizează în modelarea hidrologică cu scopul de a
defini căile de drenaj a apei, transportul sedimentelor şi mişcarea curenţilor
scurgerii laminare pe versant.
Cea mai utilizată metodă de determinare a direcţiei de scurgere a apei pe
versant este metoda D8, care presupune găsirea pantei celei mai mari între celula
analizată şi celelalte opt alăturate ei. Metoda D8 (metoda pe opt direcţii) a fost
introdusă de către O’Callaghan şi colab. (1984), şi îmbunătăţită de Jenson şi colab
(1988), Tarboton (1989).
După unii cercetători, Costa-Cabral şi colab. (1994), Fairfield şi colab
(1991), metoda D8 oferă unele dezavantaje, deoarece la o pantă de peste 450
direcţia de scurgere se realizează aleator, doar în una dintre cele opt direcţii, aceştia
propunând metode de rezolvare a acestui impediment.
O altă propunere de rezolvare a limitărilor impuse de metoda D8 este aceea
a lui Quinn şi colab. (1991), care propune o metodă, denumită metoda direcţiilor
multiple de scurgere. Prin intermediul acestei metode, îi este alocată o direcţie de
scurgere parţială, fiecărei celule vecine, mai joasă altimetric decât celula vecină.
Neajunsul acestei metode este acela că scurgerea de pe un pixel este dispersată
automat spre toate celulele mai joase decât celula analizată. Toţi algoritmii de
calcul a direcţiei scurgerii pe versanţi ţin cont de dispersie, la metoda D8 dispersia
se face spre celula cu cea mai mare pantă.
34

Lea (1992), dezvoltă un algoritm de calcul a direcţiei de scurgere a apei pe
versant, asociind fiecărui pixel din orientarea versanţilor o direcţie specifică de
scurgere continuă (un unghi între 0 şi 2π), fără a se ţine seama de dispersie.
Costa-Cabral şi colab. (1994), elaborează un nou algoritm de determinare
a direcţiei de scurgere a apei pe versant, DEMON (digital elevation model
network) extinzând algoritmul propus de Lea (1992). Algoritmul ia în considerare
colţurile pixelului ca valori altitudinale, centrul rămânând plan. Costa-Cabral şi
colab. (1994), apreciază scurgerea în două dimensiuni, fiind organizată uniform pe
suprafaţa celulei şi luând direcţii de scurgere în funcţie de panta colţurilor
pixelului. Şi această metodă are un neajuns, deoarece, orice plan, poate fi conturat
din trei puncte, poate reprezenta un triunghi şi, în acest caz jumătate parte din
planul propus de Costa-Cabral şi colab. (1994), nu va lua parte la realizarea
identificării direcţiei de scurgere a apei pe versant.
Funcţia flowaccumulation disponibilă în programul ArcInfo, prezintă un
mod indirect de a determina canalele de drenaj ale apei pe baza unui DEM. Poate fi
definită ca numărul de celule, pixeli, care fac parte din canalul de scurgerea a apei de
pe un anumit bazin hidrografic. Calculul debitului acumulat pe diverse sectoare ale
canalului de drenaj şi împărţirea scurgerii pe canale de scurgere (văi), pe suprafaţa
bazinului hidrografic poate fi realizată utilizând funcţia flowaccumulation.
Pe măsură ce se determină acumularea scurgerii, se conturează şi canalele
potenţiale de scurgere a apei.
Stream definition. Funcţia permite definirea canalului de drenaj pe baza
gridului reprezentând acumularea scurgerii. Este foarte important ca acumularea
scurgerii să fie corect realizată, deoarece, dacă se identifică o celulă fără direcţie şi
acumulare de scurgere definită realizarea canalului de drenaj va fi întreruptă şi
reluată de la celula următoare, reţeaua hidrografică, generată, fiind eronată.
Funcţia streamorder conţine un algoritm de calcul a ordinului reţelei
hidrografice bazat pe reţeaua hidrografică derivată din acumularea apei pe versant.
Funcţia, încorporată în programul geoinformatic ArcInfo, dispune de doi algoritmi
de calcul ai ordinului reţelei hidrografice, după Strahler (1952) şi Sherve (1967).
Pentru a se veni în întâmpinarea şi îmbunătăţirea determinării ordinului reţelei
hidrografice, Razif (2002), realizează o extensie pentru programul ArcView care dă
posibilitatea de a calcula şi determina ordinele de mărime ale reţelei hidrografice
direct de pe vectorii reprezentând reţeaua hidrografică.
Funcţia watershed permite identificarea şi conturarea automată a cumpenelor
de apă ale bazinelor hidrografice, pe baza acumulării şi direcţiei scurgerii.
Cele mai importante şi utilizate funcţii, pentru realizarea modelelor de
scurgere maximă, pe suprafaţa bazinului hidrografic sunt reprezentate de topogrid,
direcţia şi acumularea scurgerii, deoarece pe baza rezultatelor acestor funcţii se
realizează extragerea parametrilor topografici utilizaţi drept componente ale
modelului integrat ploaie-scurgere maximă.
35

2. APLICAREA FUNCŢIILOR ARC
PENTRU REALIZAREA BAZEI DE DATE -
BAZINUL SUPERIOR AL SOMEŞULUI MIC -
Utilizarea tehnologiei G.I.S. în cadrul studiilor de calcul şi modelare a
viiturilor de versant devine o practică obişnuită a cercetătorilor în domeniu.
Sistemele geoinformatice (G.I.S.) sunt conturare ca entităţi complexe de
vizualizare, gestionare şi analiză a seturilor de date geografice, spaţiale, prin
intermediul modulelor de analiză spaţială.
Posibilităţile de interconectare a modulelor programelor geoinformatice
(preluarea automată a punctului localizat (prin GPS, preluarea automată a
măsurătorilor de lungimi şi suprafeţe), de analiză a datelor obţinute din măsurători
în teren şi de organizare a acestor date în structuri de tipul modelelor hidrologice,
duce la obţinerea unor rezultate foarte bune în comparaţie cu metodologia clasică
de calcul şi modelare a viiturilor de versant.
Someşul Mic îşi desfăşoară bazinul hidrografic în partea de Nord-Vest a
ţării, întinzându-se în suprafaţă pe teritoriul judeţelor Cluj, cea mai mare parte a
bazinului şi Bihor, în sectorul superior.
Bazinul hidrografic se desfăşoară, cu întreaga suprafaţă, în administraţia
sucursalei bazinale Someş-Tisa, pe teritoriul administrat de sistemul de gospodărire al
apelor Cluj, fiind încadrat în partea de N de Bazinul Hidrografic Someş, în partea de
NE şi E de Bazinul Hidrografic Someşul Mare, în partea de S şi SV de Bazinul
Hidrografic Mureş, iar în partea de NV de Bazinul Hidrografic Crişuri. (Fig. 2.1)
Pentru realizarea calculelor şi scoaterea în evidenţă a posibilităţilor oferite
de sistemele geografice informaţionale, în acest scop, s-a ales ca teritoriu de studiu
doar Bazinul Hidrografic Superior Someşul Mic. (Fig. 2.2)
De ce acest teritoriu pentru studiu?
Analizând configuraţia reliefului şi dispunerea intravilanelor localităţilor
de pe întreg teritoriul bazinal Someşul Mic, dar şi inventarierea, în prealabil, a
viiturilor înregistrate scoate în evidenţă faptul că viiturile cele mai multe la număr
şi cu cele mai dezastroase efecte asupra teritoriului şi implicit asupra populaţiei sau
înregistrat pe teritoriul bazinului superior.
Un alt motiv care a dus la alegerea, pentru studiu, a acestui teritoriu, este
acela care se desprinde din nevoia de date hidrologice şi meteorologice din cât mai
multe puncte posibil. Pe teritoriul bazinului hidrografic Someşul Mic reţeaua de
staţii hidrometrice şi posturi pluvio cuprinde un număr de 21 de puncte de prelevare a
datelor (după proiectul DESWAT 2000-2003 “Destructive Water Abatment and
36

Figura 2.1 Localizarea Bazinului Hidrografic Someşul Mic
Figura 2.2 Localizarea Bazinului Hidrografic Superior Someşul Mic
37

Control”, program care are următoarele scopuri principale: îmbunătăţirea capacităţii şi
a vitezei de prognozare; îmbunătăţirea preciziei de prognozare; evaluarea pagubelor
potenţiale – costuri, în cazul inundaţiilor) din care 12 sunt situate pe teritoriul bazinului
superior. În ceea ce priveşte staţiile meteorologice, teritoriul de studiu poate fi controlat
de un număr de 5 puncte de prelevare a datelor meteorologice (intensităţi de
precipitaţii), bazinul inferior nefiind atât de bine monitorizat.
Realizarea modelelor complexe, de calcul, identificare şi prognoză a
viiturilor de versant necesită realizarea, în prealabil, a unei baze de date spaţială şi
numerică specifică. Baza de date specifică modelelor G.I.S., hidrologice, de calcul a
debitelor maxime, realizate pentru această lucrare, poate fi structurată în trei mari
părţi: baza de date primară (curbe de nivel, lacuri, reţea hidrografică, informaţii
vectoriale cu privire la soluri, vegetaţie, mod de utilizare al terenurilor), baza de date
derivată (obţinută în urma analizei spaţiale a bazei de date primare, direcţia scurgerii,
acumularea scurgerii, extragerea reţelei hidrografice) şi baza de date modelată
(concretizată în seturi de vectori şi rastere rezultate în urma definitivării şi realizării
modelelor de identificare a viiturilor de versant pe baza debitului maxim calculat).
2.1 Baza de date primară
Sistemele Informaţionale Geografice (Geographical Information Systems –
G.I.S.) fac parte din clasa cea mai răspândita a sistemelor informatice, alături de acestea
mai putându-se deosebi Sisteme Informatice Economice, Energetice, Medicale etc.
Principala caracteristică a unui G.I.S. o constituie tratarea informaţiei ţinând cont de
localizarea sa, amplasarea ei spaţială, geografică, în teritoriu prin coordonate.
Datele geografice sunt baza modelelor realizate în SIG, tipul şi cantitatea
datelor de prelucrat sunt factorii care impun atât dezvoltarea sistemelor de calcul cât
şi diversificarea şi optimizarea procedurilor de analiză şi management. Prin dată
geografică sau georeferenţiată (referenţiată geografic) vom înţelege o dată care poate
fi corelată cu o poziţie bine determinată de pe Pământ. (Haidu, I., şi colab. 1998)
Orice hartă realizată în G.I.S. se poate descompune în mai multe straturi şi mai
multe straturi organizate într-un proiect poate forma o hartă. Acest tip de organizare a
hărţilor pe straturi, constituie ceea ce se numeşte baza de date spaţială G.I.S..
Straturile pot fi combinate astfel încât să genereze hărţi care nu există în formă
tradiţională. Când se creează un strat trebuie să se ştie că acesta este utilizat în
întregime, adică entităţile geografice nu pot fi separate. Produsele soft mai puternice au
posibilitatea de a îndepărta anumite porţiuni din hartă sau să creeze două straturi mai
simple din unul mai încărcat, însă această operaţiune poate complica lucrurile în mod
inutil. Pentru majoritatea prelucrărilor se preferă o structură simplă a unui strat şi să
avem mai multe straturi. (Imbroane, Al. M., şi colab. 1999).
Pentru realizarea bazei da date necesară în procesul de analiză şi realizare a
funcţiilor G.I.S., cu aplicabilitate în modelarea hidrologică, am utilizat programele
ArcG.I.S., ArcInfo şi ArcView cu modulele şi extensiile specifice fiecăruia dintre ele.
38

Prima etapă pe care am întreprins-o în procesul de realizare a bazei de date
primare este achiziţionarea materialelor cartografice de pe care se va culege informaţia.
Odata realizată baza de date cartografică în format raster (hărţile, imaginile satelitare)
este obligatoriu ca baza de date să fie introduse în calculator sub formă numerică, acest
lucru realizându-se prin scanare sau realizare de fişiere tip baze de date (ASCII, .SHP,
.DBF, .DXF) care să poată, apoi, fi importate în programele G.I.S..
După scanare cea mai importantă operaţie care se efectuează asupra
materialului cartografic o reprezintă referenţierea.
2.1.1 Georeferenţierea
Georeferenţierea este procedeul prin care hărţii digitale sau materialului
cartografic scanat îi sunt atribuite coordonate ale lumii reale. Se întâlnesc cazuri în
care materialul nu trebuie referenţiat, lui ataşândui-se doar sistemul de proiecţie.
Acest caz este posibil atunci când o hartă digitală este gata referenţiată şi trebuie
analizată în alt sistem de coordonate. Trecerea de la sistemul de coordonate în care
a fost realizată în alt sistem de coordonate se face prin transcalcul.
În cazul hărţilor scanate georeferenţierea constă în localizarea cu mare
precizie a punctelor de pe hartă, a pixelilor corespunzători punctelor respective,
cărora li se asociază coordonatele geografice sau metrice specifice lor. Pentru a se
realiza referenţierea corect, este nevoie de patru puncte cunoscute.
Pentru referenţierea materialului cartografic am utilizat sistemul de
proiecţie Stereografic 1970, (Fig. 2.3) cu coordonatele aferente, sistem de proiecţie
specific ţării noastre.
Datele specifice proiecţiei Stereogfafică 1970
Originea 46 0 Latitudine Nordică
25 0 Longitudine Estică
Coordonate convenţionale x=500000 m
Y=500000 m
Datum Pulkovo 1942
Deformarea liniară în punctual central este de -
0,250m/km şi de +0,215m/km la extremităţile ţării
Figura 2.3 Datele proiecţiei Stereo. 70
Pentru hărţile vectoriale, care conţin deja un sistem de coordonate local
(cartezian), trecerea la coordonate geografice se face prin transformări de
coordonate. Practic georeferenţierea constă în determinarea coordonatelor
geografice ale unor puncte cu mare precizie şi localizarea lor pe harta digitală,
urmând ca restul punctelor să fie calculate automat pe baza formulelor de
39

transformare. Acest gen de operaţie se mai numeşte şi georeferenţiere continuă.
(Imbroane, Al. M., şi colab. 1999)
Pentru realizarea bazei de date digitală am georeferenţiat hărţi topografice
la scara 1:100000, 1:50000, hărţi ale solurilor 1:200000 şi hărţi geologice 1:200000
şi 1:50000. Pentru reprezentarea zonelor de confluenţă ale râurilor şi unele zone de
detaliu am referenţiat planuri topografice 1:5000 şi ortofotoplanuri (Tab 2.1).
Tabelul 2.1 Materialul cartografic referenţiat
Scara Tip hartă
1:200000 Harta solurilor
Hartă geologică
1:100000 Hartă topografică
1:50000 Hartă topografică
Hartă geologică
1:5000 Plan topografic
2.1.2 Vectorizarea
Realizarea modelelor pentru determinarea viiturilor de versant se
caracterizează printr-un număr mare de date spaţiale referitoare la condiţiile
geomorgologice, pedologice, geologice, climatice fapt pentru care este absolut necesar
ca acestea să fie structurate pe layere, strate geoinformaţionale, cu scopul de a putea fi
integrate, mai uşor, în modele complexe ale mecanismului de ploaie-scurgere.
Următorul pas în realizarea bazei de date îl reprezintă culegerea
informaţiilor de pe rasterele referenţiate. Procesul de culegere şi stocare a
informaţiilor poartă numele de digitizare.
Procesul de digitizare poate fi realizat în mai multe feluri: utilizând tableta
grafică şi digitizorul, procedeu care se folosea în perioada de început a softurilor G.I.S.
şi aşanumita „digitizare pe ecran” utilizată în prezent. Dezvoltarea componentelor
hardware a dus, inevitabil, la dezvoltarea produselor software G.I.S. şi încorporarea în
structura acestora a unor pachete de digitizare mai performante şi mai diversificate.
Majoritatea programelor geoinformatice, de ultimă generaţie, oferă utilizatorului două
metode de digitizare: metoda punctelor (digitizorul înregistrează coordonatele
punctelor pe care utilizatorul le identifică pe harta de lucru. În funcţie de tipul de temă,
prestabilit, se vor înregistra linii, arce, poligoane sau puncte), metoda stream
(utilizatorul indică doar direcţia de digitizare, pe o anumită linie, programul
înregistrând automat puncte, înregistrarea punctelor fiind stopată atunci când linia
definită de utilizator se intersectează cu o altă entitate grafică).
Ambele metode de digitizare sunt folosite în practica de specialitate. S-ar
putea crede ca cea de-a doua metodă este mai eficientă, inconvenientul fiind acela
că se înregistrează un număr mare de puncte necesitând un spaţiu mare pe disc,
acurateţea fiind mai mare, prima metodă necesită un spaţiu de stocare a datelor mai
mic, acurateţea fiind mai mică.
40

Pentru ca procesul de digitizare să se desfăşoare cu o rapiditate mai mare si
baza de date rezultată să fie cât mai completă, trebuie să se stabilească scopul
produsului final.
În urma procesului de digitizare se realizează straturi de tip vector care
sunt compuse dintr-un ansamblu de primitive grafice, punct, linie, fiecare având
asociat un tabel atribut.
Prin intermediul datelor atribut produsele geoinformatice scot în evidenţă
informaţia geografică stocată cu ajutorul primitivelor grafice. Tabelele de tip
atribut suportă un număr mare de tipuri, dbf, ASCII, unele formate proprii, în care
pot fi stocate date foarte variate ca formă sau conţinut. Cele mai întâlnite tipuri de
informaţii geografice, date atributare, sunt cele legate de localizare, suprafeţe sau
lungimi, etichete, atribute care pun în evidenţă specificitatea datelor şi permit
introducerea acestora în diferite tipuri de analize spaţiale.
Bazele de date în format raster sunt reprezentate de imagini tematice. În
procesul de analiză spaţială pot fi utilizate împreună cu datele de tip vector, cu alte
date de tip raster sau singure, în funcţie de scopul urmărit.
Digitizarea s-a efectuat utilizând programul ArcG.I.S., prin metoda
punctelor, realizându-se straturi prin care entităţile grafice sunt reprezentate prin
intermediul punctelor, arcelor şi poligoanelor. Odată cu digitizarea am introdus şi
datele de tip atribut specifice fiecărui strat in parte. După terminarea procesului de
digitizare şi eliminarea tuturor erorilor care au intervenit pe parcursul digitizării au
rezultat următoarele straturi (Tab 2.2):
Denumire
strat
Tip
strat
Tabelul 2.2Baza de date vector
Mod
reprezentare
grafică
41
Format Atribute
Denumire
atribut
Hidrografia Linie Vector Shape/Coverage Da Denumirea
Lungimea
Lacuri Poligon Vector Shape/Coverage Da Denumirea
Suprafaţa
Curbe de Linie Vector Shape/Coverage Da Cota
nivel
Soluri Poligon Vector Shape/Coverage Da Tipul
Permeabilitatea
Geologia Poligon Vector Shape/Coverage Da Tipul
Structura
Intravilane Poligon Vector Shape/Coverage Da Denumirea
Suprafaţa
Căi de Linie Vector Shape/Coverage Da Tipul
comunicaţie
Utilizarea
terenurilor
(CORINE)
Poligon Vector Shape/Coverage Da Denumirea
Suprafaţa

Asupra stratelor realizate se va acţiona în procesul de reprezentare a
funcţiilor care se utilizează în modelele de estimare a scurgerii maxime. Utilizând
aceste straturi şi atributele aferente lor, ca bază de plecare, în analiză se vor
construi, vor rezulta alte straturi, care se vor concretiza în noi baze de date.
2.1.3 Realizarea modelului digital de elevaţie
Pentru vizualizarea terenului şi realizarea analizei hidrologice, trebuie
construit modelul digital de elevaţie. Acesta se-a realizat utilizând funcţia topogrid
a programului ArcInfo, disponibilă în modulul Arc.
Mulţi utilizatori subestimează calitatea modelului digital de elevaţie şi
implicit, precizia datelor şi informaţiilor generate de pe acesta. Obţinerea unor
rezultate cu o precizie concordantă cu scopul în care vor fi folosite rezultatele,
necesită un model digital de elevaţie de calitate. Folosirea de date insuficiente, va
duce la realizarea unui DEM de o calitate mai slabă care nu va putea fi folosit cu
rezultate bune în analiza. Modelul digital de elevaţie, corect din punct de vedere
hidrologic, cu sinkuri şi cu rezoluţia potrivită este o condiţie necesară pentru o
analiză hidrologică de bună calitate şi generarea unor informaţii geografice
relevante din DEM.
Modelul digital de elevaţie diferă în funcţie de tipurile de interpolare şi de
calitatea datelor folosite. Metoda întâlnită cel mai des, în realizarea DEM corect
din punct de vedere hidrologic, este funcţia topogrid şi subcomenzile aferente
acesteia (Fig. 2.4). Datele minime necesare pentru realizarea topogridului sunt:
curbele de nivel şi reţeaua hidrografică care trebuie să fie în concordanţă cu
cerinţele funcţiei topogrid, arcuri orientate înspre aval, arcuri conectate în noduri
pentru a crea reţele. Nu se poate realiza un DEM corect hidrologic dacă se pleacă
doar de la curbe de nivel şi conturul suprafeţei în care se realizează analiza. Dacă
se pleacă doar de la aceste două elemente, reţeaua hidrografică generată de pe
DEM nu va fi în concordanţă cu cea de pe raster (hartă) şi, în consecinţă, nici
bazinele hidrografice nu vor mai fi aceleaşi. O altă cauză din care DEM-ul poate fi
realizat cu erori este aceea de a se folosi hărţi la scări cât mai mici, cu cât scara este
mai mare, informaţia este mai apropiată de realitate, cu atât precizia DEM este mai
mare şi cu cât scara hărţii este mai mică cu atât precizia este mai mică, preferabil ar
fi, ca să se lucreze pe hărţi la scară foarte mare, chiar planuri.
Funcţia topogrid are inclus un algoritm referitor la drenaj, pentru
îndepărtarea sink-urilor (depresiunilor) false. Dacă, în procesul de realizare a DEM
sunt introduse atât râurile cât şi lacurile, ca date de intrare, DEM-ul rezultat va fi
mai bine realizat decât prin oricare altă metodă.
Experimentele realizate pe celule cu mărimi diferite, folosind hărţi la scara
1:50000, 1:25000, au dus la concluzia că mărimea optimă a celulei este de 20 m.
Această mărime permite generarea unor contururi şi a unei reţele hidrografice
aproape identice cu cele folosite ca date de intrare.
42

Figura 2.4 Subcomenzile funcţiei topogrid
Realizarea modelului digital de elevaţie pentru suprafaţa aleasă în scopul
testării modelelor de viitură de versant l-am realizat utilizând funcţia topogrid,
deoarece este singura funcţie, disponibilă, care are încorporată în structura ei o
rutină de definire a drenajului de apă şi realizarea unui DEM corect din punct de
vedere hidrologic.
Comanda topogrid are o structură complexă, care permite realizarea
modelului digital de elevaţie la rezoluţia dorită. Rezoluţia, pe care am ales-o este
cea de 20 m, această rezoluţie fiind indicată pentru realizarea modelelor
hidrologice şi este egală cu echidistanţa curbelor de nivel, digitizate, utilizate în
procesul de interpolare.
Pentru generarea unui grid, corect din punct de vedere hidrologic, topogrid
dispune de mai multe comenzi prin intermediul cărora se vor introduce datele
necesare procesului de realizare. Comenzile care le-am utilizat pentru realizarea
DEM sunt: boundary, contour, datatype, enforce, iteration, stream, lake şi
tolerances.
Prin intermediul comenzii boundary am introdus, în cadrul procesului de
modelare a suprafeţelor altitudinale, limita bazinului hidrografic superior Someşul
Mic, limita în interiorul căreia se desfăşoară procesul de interpolare. Tipul de layer
introdus este acela de vector de tip poligon, materializat în structură de tip
coverage.
Introducerea informaţiilor vectoriale legate de altitudinea reliefului, pe care
le-am realizat anterior, în cadrul procesului de vectorizare, necesare pentru
interpolarea valorilor altitudinale se realizează prin intermediul comenzii contour.
Am ales comanda contour deoarece layerul care stochează informaţii altitudinale lam
conceput ca pe un coverage de tip linie, cu un câmp atributar care defineşte
cotele fiecărei entităţi grafice.
Prin intermediul comenzii datatype am identificat şi specificat, funcţiei
topogrid, tipul de date spaţiale (vectori de tip linie în cazul de faţă) care intră în
procesul de interpolare. Curbele de nivel şi datele aferente acestora sunt introduse
43

în structura de comenzi topogrid cu două scopuri precise: realizarea MDE şi
realizarea morfologiei terenului, zonei, aflate în studiu bazată pe curbura exprimată
de curbele de nivel.
Funcţia topogrid poate să permită sau să nu permită forţarea drenajului.
Din acest motiv, în structura de comenzi a funcţiei topogrid se regăseşte comanda
enforce, care dacă este activată (on) va utiliza rutina de forţare a drenajului, altfel,
aceasta o sa fie neglijată.
Prin intermediul acestei comenzi, activate (on), se încearcă îndepărtarea
tuturor arilor joase, SINK, creându-se un grid corect din punct de vedere
hidrologic. Datele altimetrice care nu sunt în concordanţă cu linia, talvegul, râului
sunt înlăturate, iar cele care depăşesc elevaţia specificată de utilizator sunt selectate
pentru o posibilă corectare a erorilor. Densitatea de drenaj obţinută prin digitizarea,
vectorizarea unor hărţi la scară mare trebuie să definească principalele linii de
drenaj, lăsând în seama algoritmului de drenaj definirea râurilor de ordine
inferioară care apar pe hartă. Sinkurile sunt naturale, ele afectând direcţia de
scurgere a apei. În funcţie de intensitatea ploii şi durata acesteia, sinkurile sunt
umplute până la anumite nivele sau pot să se reverse, putând determina o reţea
hidrografică diferită de ce normală. Pentru a se înlătura acest inconvenient este
necesar a se utiliza comanda topogrid sink. În acest caz nu se vor înlătura sinkurile.
Dacă acestea se revarsă în mai multe direcţii în funcţie de caracteristicile sink-ului
şi de cele ale ploii se va modela cantitatea apei scurse şi direcţia de scurgere.
Pentru realizare modelului digital de elevaţie a bazinul hidrografic superior
Someşul Mic, având drept principal scop analiza G.I.S. a viiturilor de versant, am
utilizat comanda enforce, deoarece extragerea automată a datelor necesare în
procesul de calcul şi modelare au ca bază principală drenajul apei în canalele de
scurgere şi pe versanţi. Dacă nu utilizam aceasta comandă puteau să apară erori în
ceea ce priveşte direcţia şi acumularea apei pe suprafaţa bazinului hidrografic,
datorită apariţiei zonelor de scufundare, sink, în urma procesului de interpolare.
Având în vedere faptul că se analizează viiturile de versant, care au
suprafeţe mici de manifestare, este absolut necesar ca să se surprindă toate bazinele
hidrografice cu suprafeţe foarte mici, de sub 1 km 2 . Din acest motiv am apelat la
comanda iteration care permite efectuarea procesului de interpolare asupra cât mai
multor celule rezultate din procesul de interpolare a celulei precedente. Iteration are
o valoare standard de 30, dar pentru a se realiza cât mai multe culmi şi canale de
drenaj, am utilizat valoarea maximă, permisă, de 45 de iteraţii pentru o celulă
scopul principal fiind acela de a mări calitatea DEM-ului şi a se obţine o acurateţe
mai bună a acestuia.
Funcţia topogrid are introdusă, în structura de comenzi, comanda stream.
Pentru realizarea DEM-ului final, am utilizat aceasta comandă cu scopul de se
înlătura toate sink-urile care nu au fost înlăturate prin intermediul algoritmului de
drenaj şi pentru a se corecta anomaliile de drenaj rămase în DEM.
44

Se pot identifica diferenţe mari între DEM-uri care folosesc reţeaua
hidrografică şi cele care nu o folosesc, diferenţele apărând în cazul suprafeţelor
plane. Profilele transversale pot diferi foarte mult, profilele transversale care nu au
folosit ca dată de intrare reţeaua hidrografică sunt mai puţin pronunţate decât cele
realizate pe un DEM corect hidrologic. Panta şi forma versanţilor sunt unele dintre
principalele componente care influenţează viteza şi modul de propagare a viiturilor
pe versant, de aceea am utilizat reţeaua hidrografică, structură coverage de tip
vector, ca element de forţare a drenajului şi structurare a versanţilor bazinelor
hidrografice.
Deoarece bazinul superior Someşul Mic este amenajat din punct de vedere
hidroenergetic se impune identificarea pe DEM a lacurilor de acumulare ca
suprafeţe continui şi de aceeaşi altitudine. Pentru identificarea lacurilor am utilizat
comanda lake, disponibilă în cadrul structurilor de comenzi ale funcţiei topogrid,
prin introducerea unui coverage de tip poligon reprezentând contururile lacurilor de
acumulare, pentru a i se atribui fiecărui lac o valoare medie de elevaţie tuturor
celulelor de pe suprafeţele identificate.
Ajustarea datelor rezultate în timpul procesului de interpolare sunt absolut
necesare. Pentru a se realiza această ajustare, funcţia topogrid propune o serie de
valori ale toleranţelor, între 2,5 şi 10, în funcţie de scara hărţii. Deoarece materialul
cartografic utilizat pentru realizarea bazei de date vectoriale este la scara 1:50000,
am utilizat ca valoare de toleranţă 2,5 pentru definitivarea DEM-ului.
Pentru vizualizarea MDE am realizat umbrirea utilizând programul
ArcInfo, deoarece calitatea acesteia este mai mare. Umbrirea se poate realiza şi
utilizând modulul Spatial Analyst al programului ArcMap, calitatea fiind una mai
slabă.
Tot în procesul de vizualizare s-a realizat o transparenţă a MDE de 47% şi
s-a ales o scară de culori optimă pentru vizualizare. (Fig. 2.5)
Orice suprafaţă care este creată prin interpolare trebuie să fie evaluată,
pentru a se putea garanta valoarea informaţiilor generate şi furnizate de către
program.
În procesul de validare a DEM-ului final, utilizat ca bază de date primare,
de plecare, pentru realizarea bazei de date derivate şi a modelelor de scurgere a
apei pe versanţi şi formare a viiturilor am realizat contururi ale suprafeţei rezultate
prin interpolare şi le-am comparat cu curbele de nivel care au stat la baza generării
suprafeţelor. În urma realizării comparaţiei am observat deviaţii foarte mici, care se
încadrează în limitele toleranţelor, ceea ce face ca DEM-ul să poată fi utilizat cu
succes în analiza hidrologică a viiturilor de versant.
45

2.2 Baza de date derivată
Figura 2.5 Vizualizarea MDE
Structurile de baze de date derivate, pe care le-am obţinut în urma
exploatării DEM, sunt reprezentate de structuri de tip raster care scot în evidenţă
principalele caracteristici hidraulice de mişcare şi acumulare ale apei pe versanţi,
dar şi caracteristicile geometrice şi morfometrice ale bazinelor hidrografice,
caracteristici absolut necesare în procesul de identificare, extragere şi manipulare a
datelor spaţiale de intrare în structurile de ecuaţii şi modele G.I.S., realizate pentru
studiul şi calculul debitelor maxime provenite în urma înregistrării viiturilor de
versant.
Structurile de baze de date derivate, de tip raster, asupra cărora mi-am
îndreptat atenţia, în mod deosebit sunt direcţia scurgerii apei pe versanţi şi
acumularea scurgerii, deoarece aceste două tipuri de structuri stau la baza funcţiilor
prin intermediul cărora am delimitat canalele de drenaj, bazinele hidrografice şi
cumpenele de apă specifice fiecărui bazin.
46

2.2.1 Direcţia scurgerii (Flowdirection)
Direcţia de scurgere a apei pe versant am realizat-o utilizând programul
geoinformatic ArcInfo, prin intermediul funcţiei flowdirection cu scopul de a se
putea defini şi identifica, într-o fază precedentă, traseele de scurgere, canalele de
drenaj şi zonele de acumulare maximă a scurgerii.
În procesul de realizare a direcţiei de scurgere a apei pe versant am folosit
ca suprafaţă de scurgere, suprafaţa obţinută în urma procesului de modelare a
altitudinilor, corect hidrologic (prin forţarea drenajului scurgerii), utilizând
TOPOGRID.
În urma analizei literaturii de specialitate (vezi Cap. 1.3) şi analiza zonei
aleasă, bazinul hidrografic superior Someşul Mare, pentru testarea modelelor de
scurgere maximă şi viituri de versant de versant, am ales metoda D8, ca metodă de
realizare a acumulării scurgerii.
Rezultatul pe care l-am obţinut în urma apelării funcţiei flowdirection (prin
intermediul algoritmului de scurgere pe opt direcţii) este un grid a cărui valori
numerice variază între 1 şi 255. Codarea celulelor grid-ului rezultat se face în
funcţie de altitudinea celulelor alăturate celulei luate în calcul astfel: codarea
celulei cu cifra 16 se face atunci când direcţia celei mai accentuate căderi este spre
stânga celulei procesate, dacă o celulă este mai mică decât cele 18 vecine, acea
celulă primeşte valoarea vecinului sau cea mai mică valoare, iar scurgerea este
definită spre aceasta, dacă o celulă are schimbări ale valorii altitudinale în mai
multe direcţii şi este parte a unui sink, direcţia de curgere nu va fi definită.
Valoarea pentru această direcţie este dată de suma direcţiilor de cădere altitudinală,
dacă schimbarea altitudinală este aceeaşi spre dreapta, direcţia va fi egală cu 1 şi în
jos direcţia va fi egală cu 4, iar direcţia de scurgere va celulei procesate va fi egală
cu 1+4=5
Pentru definirea direcţiei de scurgere a apei pe versant au fost realizate
câteva modele, dintre care cele mai utilizate sunt cele propuse de Costa-Cabral şi
colab (1994) şi Traboton (1997),
Direcţia de curgere este determinată prin găsirea pantei celei mai mari
dintre fiecare celulă. Panta se calculează astfel:
panta =
schimbarea valorii altitudinale
distanţa
distanta
47
* 100
Distanţa este calculată ca fiind distanţa între centrele celulelor. Dacă
mărimea celulei este de 2 m, atunci distanţa va fi de 2 m (distanţa pe orizontală),
iar distanţa pe diagonală va fi de 2,828 m (Fig. 2.6).
Dacă în procesul de analiză, panta tuturor celulelor învecinate este aceeaşi,
atunci vecinătatea se măreşte până acolo unde se găseşte panta cea mai mare între
celule vecine, iar dacă toate celulele au valori mai mari decât valoarea celulei
analizate, celula va fi considerată „zgomot” şi i se va atribui, drept valoare, cea mai
mică valoare a celulei vecine ei, iar direcţia de scurgere va fi orientată spre celula

Figura 2.6 Reprezentarea
distanţelor între centrii
celulelor
vecină de la care i s-a atribuit valoarea. Dacă o
celulă este vecină cu o altă celulă care nu
beneficiază de atribute atunci, celula analizată nu va
avea nici o valoare datorită insuficienţei datelor
necesare pentru procesare, iar dacă două celule, au
direcţia de curgere una spre cealaltă, ele vor fi
considerate sinkuri şi vor avea o direcţie nedefinită.
Funcţia flowdirection pune la dispoziţia
utilizatorului două opţiuni pentru a analiza şi
determina direcţiile de scurgere din apropierea
cumpenelor de apă.
NORMAL Când este folosită opţiunea
normal în funcţia flowdirection, atunci, dacă
valoarea maximă în jurul pixelului este mai mare decât zero, direcţia de curgere va
fi îndreptată spre margine şi toate celulele care ar trebui să fie orientate dinspre
marginea gridului spre interior vor fi orientate astfel. Folosind această opţiune,
celula de la marginea gridului va avea direcţia de scurgere orientată spre celula
internă cu schimbarea altitudinală cea mai accentuată. Dacă diferenţa altitudinală
este mai mică sau egală cu zero, atunci direcţia va fi orientată înafara gridului.
FORCE folosind această opţiune, toate celulele de la marginea gridului vor
avea direcţia de curgere în afara gridului.
Întreaga suprafaţă a bazinului hidrografic
contribuie la scurgere şi implicit la direcţia de
scurgere a apei pe versant, de aceea am utilizat
opţiunea normal pentru realizarea gridului
reprezentând flowdirection.
În concluzie, direcţia de scurgere se poate
realiza pe opt direcţii caracteristice: sus, sus-dreapta,
dreapta, jos-dreapta, jos, jos-stânga, stânga, sus -
stânga. (Fig. 2.7)
Pentru realizarea funcţiei cu programul
geoinformatic ArcInfo am utilizat următoarele
comenzi, materializate în ecuaţii de analiză spaţială,
având drept scop principal definitivarea bazei de
date raster reprezentând direcţia de scurgere a apei
pe versant (Fig. 2.8):
direcţia_scurgerii = flowdirection(DEM)
direcţia_scurgerii = flowdirection(DEM, grid_ieşire, force)
Metoda de analiză a direcţiei scurgerii apei pe versanţi, D8, propusă de
către ESRI este cea realizată de Jenson şi Domingue (1988).
Corectitudinea gridului rezultat în urma utilizării funcţiei flowdirection
este de o foarte mare importanţă, lucru care rezidă din faptul că această structură,
48
Figura 2.7 Direcţii de
scurgere, caracteristice,
pentru funcţia flowdirection

49
Figura 2.8 Direcţia de scurgere a apei pe versant

ca bază de date, constituie elementul de intrare pentru realizarea analizei spaţiale
de determinare şi calcul a acumulării scurgerii (absolut necesară în realizarea
modelelor hidrologice şi de analiză spaţială).
2.2.2 Acumularea scurgerii (Flowaccumulation)
Modelele hidrologice complexe, realizate cu scopul de a avertiza şi preveni
efectele viiturilor de versant au, printre principalele scopuri şi acela de a identifica
zonele, teritoriile unde se poate acumula, cel mai frecvent unda de viitură, dar şi să
determine cantitatea de apă acumulată în acel loc, din acest motiv am realizat un
grid al acumulării scurgerii pentru teritoriul bazinului hidrografic superior Someşul
Mic utilizând ca elemente de intrare în ecuaţiile de analiză spaţială baza de date
generată anterior.
Baza de date reprezentând grid-ul acumulării scurgerii de pe suprafaţa
bazinului hidrografic (flowaccumulation), este de o importanţă deosebită în
procesul de realizare a bazelor de date următoare (delimitarea automată a bazinelor
hidrografice, definirea reţelei de drenaj, determinarea celui mai lung canal de
scurgere), de aceea realizarea acestei funcţii trebuie sa fie făcută cu cea mai mare
precizie şi corectitudine.
Programele geoinformatice pun la dispoziţia utilizatorului o multitudine de
tehnici şi procedee de realizare a acumulării scurgerii. Cel mai întâlnit procedeu
este acela de a realiza acumularea scurgerii pe baza direcţiei de scurgere a apei de
pe versanţi. Acest procedeu nu este în totalitate corect deoarece se generează o
acumulare a scurgerii artificială, în ecuaţie nu se introduce, nicăieri cantitatea de
apă care contribuie la acumularea volumelor hidrice. Acest procedeu poate fi
folosit doar în cazul în care se doreşte vizualizarea acelor zone, de pe suprafaţa de
studiu, unde se pot acumula volume mari de apă.
Modelul propus de ESRI, model pe care l-am şi utilizat în procesul de
realizare a acumulării scurgerii de pe suprafaţa bazinului hidrografic, pune în prim
plan direcţia de scurgere ca suport de realizare a acumulării scurgerii. Am ales
funcţia flowdirection pentru a realiza acumularea scurgerii, deoarece permite
integrarea, în cadrul modelului de analiză spaţială, a factorilor cauzatori ai
scurgerii, oricare ar fi aceştia.
În general, factorii cauzatori ai scurgerii pot fi integraţi în modelul de
calcul prin intermediul unui grid a cărui valori i se atribuie fiecărei celule din
rezultatele bazei de date (acumularea scurgerii) rezultate în urma utilizării funcţiei
flowaccumulation. Dacă acest grid nu este introdus în procesul de modelare a
funcţiei, celulelor li se va atribui o valoare aleatoare. Pentru a se putea realiza acest
tip de modelare gridul ar trebui să reprezinte cantitatea de precipitaţii, rezultând
astfel, cantitatea de ploaie care se scurge prin fiecare celulă, cu menţiunea că toată
cantitatea de precipitaţii a fost integrată în procesul de scurgere şi că nu s-a ţinut
seama de procesele de intercepţie, scurgere subterană şi evapotranspiraţie. În acest
caz, rezultatul funcţiei flowaccumulation va fi interpretat drept cantitatea de
precipitaţii care cade pe o suprafaţă în amonte de fiecare celulă.
50

Pentru a se putea realiza o bază de date, corectă, a acumulării scurgerii,
am introdus prin intermediul programele ArcInfo, ArcG.I.S., extensia Arc Hidro, în
ecuaţia de calcul a acumulării scurgerii şi volumul de apă care contribuie la
acumulare. Pentru ca acest lucru să fie posibil am generat, în prealabil, un grid care
să reprezinte volumul util de apă pentru scurgere, volumul de apă care se scurge în
urma procesului de ploaie, infiltraţie şi evapotranspiraţie.
Pentru a putea alege una sau alta dintre tehnicile de analiză şi a putea
determina cea mai bună procedură de realizare a acumulării scurgerii am conceput
şi realizat modele de acumulare a scurgerii urmărind toate cele trei scenarii
prezentate anterior (calcul direct de pe gridul direcţie scurgerii, introducerea
cantităţii de precipitaţii şi a volumului util de apă scursă în modelul de calcul).
Realizarea comparaţiei între cele trei modele de realizare a acumulării scurgerii
(Tab 2.3) a fost absolut necesară pentru a se putea alege unul dintre acestea, pe care
să îl consider util în procesul de analiză, cu scopul de calculare a acumulării
volumelor de apă.
Utilizând modelul derivat doar din direcţia de scurgere a apei pe versant
iese în evidenţă o acumulare mică a apei deoarece sunt adunate doar celulele
învecinate pornind de la cea mai îndepărtată celulă care are valoarea 1, la al doilea
model acumularea este una foarte mare fiindcă nu se tine seama de celelalte
procese hidrologice, se ţine seama doar de cantitatea de precipitaţii căzute, al
treilea model reprezintă acumularea scurgerii volumelor utile de apă în m 3 având o
valoare a acumulării scurgerii acceptabilă din punct de vedere hidrologic, având în
vedere suprafaţa bazinului hidrografic.
Tabelul 2.3Comparaţia între valoarea volumelor de scurgere acumulate
Modele de acumulare a scurgerii
Volum acumulat
Minim Maxim
Direcţia scurgerii
Direcţia scurgerii
0 4216578
+
0 3,07997e+009 mm
Precipitaţii
Direcţia scurgerii
+
Volum util de apă
51
0 366547392 m 3
Se poate afirma faptul că pentru a se realiza o bază de date corectă a
acumulării scurgerii trebuie introdus în metodologia de realizare volumul util de
apă care contribuie la acumularea scurgerii (vezi Cap.3.3.2), metodologie pe care
am aplicat-o şi utilizat-o ca bază de date de intrare pentru celelalte funcţii, ecuaţii,
modele de calcul şi determinare a traseelor de viitură de versant din bazinele
hidrografice analizate.
Iese în evidenţă faptul că cele mai mari valori de apă acumulate se
înregistrează pe colectorul principal, Someşul Cald şi Someşul Rece, urmând
principalii afluenţi Nadăşul, Căpuşul, Feneşul, Irişoara, Dumitreasa, Bătrâna,

Belişul, precum şi în părţile concave ale meandrelor mai mari de pe cursul reţelei
hidrografice.
În urma realizării acumulării scurgerii, utilizând funcţia flowdirection şi
volumul util de apă scurs, am obţinut un grid care poate fi utilizat, cu succes, în
realizarea unei reţele de drenaj.
Pentru modelarea acumulării scurgerii pe suprafaţa bazinului hidrografic
utilizând ArcInfo am apelat la definirea următoarelor comenzi:
acumularea_scurgerii = flowaccumulation(direcţia_scurgerii)
acumularea_scurgerii = flowaccumulation(direcţia_scurgerii, precipitaţii)
acumularea_scurgerii = flowaccumulation(flowdirection(DEM), vol_util_apă)
Majoritatea programelor geoinformatice oferă posibilitatea de a genera
traseele canalelor de drenaj, reţeaua hidrografică, pe baza acumulării scurgerii.
Deoarece în faza de digitizare şi realizare a bazei de date primare am realizat un
layer care stochează ca şi informaţii spaţiale caracteristicile reţelei hidrografice, am
realizat şi reţeaua hidrografică generată, artificial de pe gridul acumulării scurgerii
utilizând două programe diferite ArcInfo şi ArcG.I.S..
În procesul de realizare a reţelei hidrografice, utilizând gridul
flowdirection, tuturor celulelor care au mai mult de 100 de celule cu scurgerea
înspre ele li se va atribui valoarea 1, valoare ce va fi reprezentată printr-un grid al
reţelei hidrografice pe un fond de lipsa de date, NODATA. Această metodă a fost
tratată de Tarboton şi colab. (1991).
reţeaua_hidro = con(acumularea_scurgerii > 100, 1)
reţeaua_hidro = setnull(acumularea_scurgerii < 100, 1)
Dacă gridul reprezentând direcţia de scurgere nu este realizat utilizând
funcţia flowdirection, se poate întâmpla ca scurgerea să nu fie orientată în direcţii
reale. Dacă direcţiile de curgere nu sunt bine definite, funcţia flowaccumulation va
găsi variante posibile de acumulare la infinit.
Metoda de modelare a acumulării scurgerii utilizând direcţia de scurgere a
apei pe versant ca date de intrarea directă, şi MDE ca date de intrare indirectă, a
fost prezentată de Jensen şi Domingue (1998).
2.2.3 Definirea reţelei hidrografice (Stream definition)
Extensia ArcHydro9 a programului ArcG.I.S., oferă posibilitatea de
generare a reţelei hidrografice, automat, utilizând gridul rezultat în urma modelării
funcţiei flowaccumulation.
Meniul terrain preprocesing are încorporată funcţia Stream Definition,
funcţie de delimitare a reţelei hidrografice (Fig. 2.9).
52

Figura 2.9 Funcţia Stream Definition
În procesul de definire a reţelei de drenaj am utilizat, ca bază de date de
intrare acumularea scurgerii, iar rezultatul obţinut este materializat printr-o
structură de baze de date de tip grid căruia i-a fost atribuită valoarea 1 pentru toate
celulele mai mari decât pragul pe care l-am definit (Fig. 2.10). Toate celelalte
celule vor fi asociate cu date lipsă fiind de tip NODATA.
Figura 2.10 Meniul funcţiei Stream Definition
Valorile lipsă din reţeaua hidrografică reprezintă pragul de formare a râului.
Această valoare este de 1% din acumularea maximă a scurgerii, valoarea respectivă
fiind pragul pe care l-am utilizat pentru formarea reţelei hidrografice utilizând
DEM (dacă se doreşte ca reţeaua hidrografică să fie mai densă se poate selecta altă
valoare, mai mică, iar dacă reţeaua hidrografică trebuie sa fie mai rarefiată
selectăm o valoare mai mare). În funcţie de valoarea aleasă vor exista un număr
mai mare de canale de drenaj şi implicit un număr mai mare de bazine hidrografice
de delimitat sau, un număr mai mic de canale de drenaj şi mai puţine bazine
hidrografice de delimitat.
Utilizând această extensie şi grid-ul rezultat în urma aplicării funcţiei
flowacumulation am obţinut o reţea de drenaj (Fig. 2.11) care este, în mare parte
identică cu cea din realitate. Din compararea reţelei de drenaj rezultate cu cea din
realitate, de pe hărţile la scara 1:50000 se observă o simplificare a reţelei
55

56
Figura 2.11 Reţeaua hidrografică generată

hidrografice generate, de aceea în scopul realizării calculelor hidrologice în bazine
mici şi pentru modelarea viiturilor de versant, se recomandă utilizarea reţelei
hidrografice obţinute prin digitizare de pe hărţi topografice sau renunţarea la pragul
de 1% din valoarea scurgerii pentru definirea canalului de drenaj şi trecerea la un
prag mai mic de 0,5% şi chiar 0,1% din totalul acumulării scurgerii.
2.2.4 Ordinul reţelei hidrografice (Streamorder)
Metodologia de calcul a debitelor maxime în bazine hidrografice mici, şi
de care am ţinut seama în procesul de modelare G.I.S. a viiturilor de versant,
presupune identificarea în teritoriu a bazinelor hidrografice. Unul dintre cele mai
importante şi comune moduri de identificare şi analizare a bazinelor hidrografice
este determinarea ordinului de mărime al acestora. Determinarea ordinului de
mărime al bazinelor hidrografice în scopul identificării şi realizării modelelor
hidrologice de determinare a debitelor maxime provenite din viituri de versant l-am
realizat utilizând extensia Stream Order a programului ArcView 3.2a pe un suport
cartografic digital reprezentat de reţeaua hidrografică digitizată.
Metoda de determinare a ordinului reţelei hidrografice propusă de Strahler,
presupune creşterea ordinului de mărime a unui râu atunci când acesta
intersectează un altul de aceeaşi mărime. Metoda a fost propusă în anul 1952.
Analiza reţelei hidrografice prin intermediul metodei Strahler presupune atribuirea
tuturor cursurilor de apă fără afluenţi valoarea 1, râuri de ordin unu. Când două
râuri de ordin 1 se unesc reţeaua hidrografică rezultată va primi ordinul 2, când
două râuri de ordin 2 se unesc râul rezultat va primi ordin 3 şi aşa mai departe.
Ordinul de mărime al reţelei hidrografice va creşte doar atunci când se unesc două
râuri de acelaşi ordin, în caz contrar, când se unesc
un râu de ordin inferior cu unul de ordin superior
ordinul va fi preluat de râul de ordin mai mare. De
exemplu, dacă, se intersectează un râu de ordin 2 cu
un râu de ordin 3 ordinul de mărime rezultat va fi 3,
la fel dacă se intersectează un râu având ordin de
mărime 4 cu un râu având ordin de mărime 1 sau 2,
ordinul de mărime rezultat va fi 4 (Fig 2.12).
Shreve, în 1967, a propus o metodă de
ordonare a reţelei hidrografice conform
magnitudinii. Toate cursurile de apă fără afluenţi
primesc ordinul 1, acesta crescând înspre aval.
Când două cursuri de apă se intersectează ordinul
lor se adună fiind atribuit reţelei hidrografice
rezultate. Intersecţia a două râuri de ordin 1 va duce la un râu de ordin 2, intersecţia
unui râu de ordin 2 cu unul de ordin 1 va da un râu de ordin 3, intersecţia unui râu
de ordin 3 cu unul de ordin 2 va da un râu de ordin 5 etc. (Fig. 2.13), (Fig. 2.14).
57
Figura 2.12 Ordinul de
mărime a reţelei hidrografice
după Strahler

Figura 2.13 Ordinul de
mărime a reţelei
hidrografice după
Shevre
Datorită faptului că, prin această metodă, ordinele de
mărime ale reţelei hidrografice provin din însumare se
foloseşte termenul de magnitudine nu de ordin de mărime,
ordinul de mărime putându-se defini ca însumarea tuturor
magnitudinilor dinspre amonte spre aval.
Extensia Stream Order (Fig 2.15) care rulează pe
programul ArcView 3.2a detremină ordinul de mărime a
reţelei hidrografice, utilizând metoda Strahler, având ca
bază de date o reţea hidrografică de tip vector, digitizată
corect (cu noduri la intersecţiile cursurilor de apă).
Definirea ordinului de mărime a reţelei
hidrografice presupune parcurgerea a patru paşi:
1. se încarcă în fereastra de lucru tema care
reprezintă reţeaua hidrografică
2. din meniul StreamOrder trebuie creat un id unic
pentru fiecare râu in parte. ID unic va fi adăugat automat în tabelul atribut
al temei care reprezintă reţeaua hidrografică
3. crearea câmpurilor SO_FNode şi SO_Tnode în tabelul atribut
4. generarea ordinului reţelei hidrografice, utilizând cele două metode.
Ordinul reţelei hidrografice va fi trecut în tabelul atribut ca un câmp
separat So_Value.
Decizia pe care am luat-o de a utiliza
extensiile şi funcţiile oferite de sistemele
geografice informaţionale pentru realizarea
ordinului de mărime a reţelei hidrografice, în
mod automat, rezidă din faptul că diminuează
timpul alocat determinării ordinului de
mărime a reţelei hidrografice şi implicit a
identificării bazinelor hidrografice utilizate în
procesul de calul.
Utilizând extensia prezentată, am
obţinut hărţi ale ordinului de mărime ale
reţelei hidrografice pentru bazinul hidrografic superior Someşul Mic, având valori
între 1 şi 25 utilizând metoda Shevre şi valori mărime între 1 şi 5 utilizând metoda
Strahler.
Pentru identificarea bazinelor hidrografice am folosit baza de date
reprezentând ordinul de mărime al reţelei hidrografice după Strahler, obţinută cu
extensia Stream Order din ArcView pe strat reprezentând hidrografia de tip vector
deoarece este cea mai apropiată de realitate. În literatura de specialitate îi este
atribuit Someşului Mic, la Cluj-Napoca, ordinul de mărime 5-6, rezultatul analizei
scoţând în evidenţă ordinul 5 pentru Someşul Mic la Cluj-Napoca.
58
Figura 2.15 Meniul Extensiei
StreamOrder

61
Figura 2.14 Ordinul de mărime a reţelei hidrografice, după Shreve

2.2.5 Definirea canalului de drenaj a apei (Flow Path Tracing)
Dacă în faza de concepere a modelelor hidrologice cu aplicaţii asupra
viiturilor de versanţi, nu se consideră ploaia unitară pe întreaga suprafaţă a
bazinului, este absolut necesar să se determine canalul de scurgere de la locul de
înregistrarea a ploii de intensitate maximă şi până la secţiunea de control. În acest
scop am realizat un exemplu de determinare a canalului de scurgere a apei al unei
viituri produsă din ploi torenţiale în N bazinului hidrografic superior Someşul Mic,
în zona Căpuş.
Simularea traseului de viitură l-am realizat utilizând extensia ArcHydro9,
pentru ArcG.I.S., care îmi dă posibilitatea de a determina canalul, linia, pe care se
va scurge apa de pe teritoriul unui bazin hidrografic din orice punct s-ar înregistra
ploaia, pe suprafaţa bazinului şi până la secţiunea de calcul, utilizând ca baze de
date de intrare în algoritmul de calcul a extensie DEM-ul, direcţia scurgerii şi
acumularea. Utilitatea extensiei este foarte mare, deoarece oferă o cale rapidă de
analiză şi identificare a traseelor de viitură, trebuind indicat, doar punctul sau zona
în care este generată viitura.(Fig 2.16).
Figura 2.16 Canalul de drenaj al apei
62

2.2.6 Cea mai lungă distanţă de scurgere pentru un bazin
hidrografic (Longest Flow Path for Adjoint Catchemets)
Una dintre principalele variabile care stau la baza calculului timpului de
concentrare a apei în bazine hidrografice mici şi de urmărire a timpilor de
propagare a viiturilor de versant, o constituie valoarea celui mai lung traseu de
scurgere a apei de pe bazinul hidrografic respectiv.
Pentru a genera, vizualiza şi calcula dimensiunile celui mai lung canal de
scurgere de pe suprafaţa bazinului hidrografic, în scopul calculului timpilor de
concentrare am utilizat extensia longest flow path from adjoin catchements.
Baza de date pe care am utilizat-o pentru generarea celei mai lungi distanţe
este reprezentată de direcţia de scurgere, pentru definirea traseului de drenaj şi
limita bazinului hidrografic, cumpăna de apă, pentru identificarea bazinelor
hidrografice analizate.
Baza de date rezultată este de tip shapefile şi are în tabelul atribut elemente
de corelare a lungimii scurgerii, DrainID (Fig 2.17), cu bazinului hidrografic
asociat, HydroID. Identificatorul de lungime a canalului de scurgere este
LegthDown şi reprezintă distanţa de la cel mai îndepărtat punct de pe cumpăna de
apă până în secţiunea de calcul, definit la scara hărţii.
Figura 2.17 Corelarea canalului de drenaj cu bazinul hidrografic
63

2.2.7 Selectarea punctelor pentru delimitarea cumpenelor de apă
(Batch Point)
Calculul debitelor maxime provenite din viituri de versant se realizează, de
obicei, pe bazine hidrografice mici, unde nu există staţii hidrometrice, punctul de
închidere al secţiunii de calcul fiind stabilit, în funcţie de suprafaţa pe care se
doreşte să se realizeze calculul.
Pentru identificarea şi delimitarea automată, mai apoi, a bazinelor
hidrografice am utilizat funcţia batch point generation. Realizarea fişierului de
puncte am făcut-o prin importarea nodurilor de confluenţă a reţelei hidrografice de
ordin 2.
Următorul pas în generarea câmpului care stochează punctele de pornire în
generarea cumpenelor de apă l-a reprezentat completarea tuturor câmpurilor şi
selectarea tuturor obţiunilor care sunt puse la dispoziţie de funcţie (Fig. 2.18).
Câmpurile Name şi Description le-am completate cu informaţii referitoare
la punctele care vor servi drept punct de plecare în delimitarea cumpenelor de apă.
Daca în câmpul BatchDona am selectat valoarea 1, pentru acel punct nu se va
delimita o cumpănă de apă, iar dacă am selectat valoarea 0 cumpăna de apă va fi
delimitată pentru acel punct. SnapOn oferă posibilitatea ca în momentul delimitării
bazinului funcţia Batch Watershed Delimitation să unească sau nu punctul cu cel
mai apropiat curs de apă (1 punctul va fi unit, 0 punctul nu va fi unit), optând
pentru varianta de 1, de unire a punctului, pentru a se opţine o precizie mai mare de
determinare a cumpenelor de apă.
Figura 2.18 Meniul funcţiei Batch Point
În tabelul atribut a stratului BatchPoint apar toate punctele introduse şi
informaţiile aferente acestora. Dacă pentru toate punctele din tabelul atribut, la
câmpul BatchDone, apare codificarea zero, atunci delimitarea se va face pentru
toate punctele, dacă la un anumit punct apare codificarea 1, acesta nu va delimita
nici un bazin hidrografic (Fig. 2.19).
64

Figura 2.19 Puncte de delimitare a cumpenelor de apă
2.2.8 Delimitarea cumpenelor principale, pronind de un anumit
punct (Batch Watershed Delineation)
Se numeşte bazin de recepţie a unui râu, suprafaţa de pe care râul respectiv
îşi colectează apele. Se deosebeşte un bazin de recepţie superficial, corespunzător
apelor colectate la suprafaţa pământului şi un bazin de recepţie subteran,
corespunzător apelor colectate în albia râului prin intermediul pânzelor subterane,
Constantinescu şi colab. (1956 ).
De cele mai multe ori limitele bazinului superficial corespund cu limitele
bazinului subteran, existând şi câteva cazuri în care aceste două limite nu se
suprapun. Condiţiile hidrogeologice sunt principali factori care stau la baza
diferenţierii acestor limite, un exemplu putând fi dat de zonele carstice unde o
porţiune a bazinului superficial se poate alimenta din bazinul subteran al altui râu.
Separarea bazinelor hidrografice superficiale se face prin cumpăna apelor,
care reprezintă linia de întretăiere a doi versanţi adiacenţi de la care apele se scurg
în direcţii opuse. Cumpăna apelor este evidenţiată când este formată de culmi de
munţi, coline sau dealuri şi mai greu de definit în regiunile de câmpie şi în special
în zonele mlăştinoase, Constantinescu şi colab. (1956 ).
În proiectarea oricărui model hidrologic se porneşte de la identificarea
teritoriului pe suprafaţa căruia se manifestă procesul hidrologic. Pentru delimitarea
suprafeţelor bazinelor hidrografice am utilizat funcţia batch watershed delineation
având în vedere faptul că am realizat un layer care stochează informaţii spaţiale
despre punctele de închidere a le secţiunilor de calcul.
Baza de date spaţiale pe care am utilizat-o pentru această funcţie este
reprezentată de: direcţia de scurgere, gridul reţelei hidrografice, punctele de la care
65

se va realiza delimitarea etc. Toate acestea au fost setate în baza de date a extensiei
ArcHydro9.
Cumpenele de apă s-au delimitat pornind de la punctele batch point. Ca date
de ieşire a ecuaţiei funcţiei am obţinut toate cumpenele de apă specifice bazinului
hidrografic tributar fiecărui punct de închidere al secţiunii de calcul. (Fig. 2.20).
Funcţia este foarte utilă în cadrul definitivării modeleelor de calcul ale
scurgerii maxime, deoarece, pe lângă trasarea cumpenei de apă şi stocarea datelor
într-un layer de tip shapefile, se realizează, instantaneu, şi calculul suprafeţei în
km 2 şi ha, precum şi calculul perimetrului bazinului hidrografic, date utilizate
pentru determinarea coeficienţilor şi variabilelor specifice bazinelor hidrografice.
Figura 2.20 Cumpene principale de apă
2.2.9 Delimitarea cumpenelor secundare, pronind de un anumit
punct (Batch Subwatershed Delineation)
Acolo unde s-au delimitat bazine hidrografice cu suprafeţe mai mari decât
suprafeţele impuse prin intermediul metodologiei de calcul a debitelor maxime în
bazine hidrografice mici, am realizat subîmpărţirea bazinului hidrografic în mai
multe subbazine prin intermediul generării cumpenelor secundare de apă utilizând
funcţia batch subwatershed delineation pusă la dispoziţie prin intermediul extensiei
ArcHydro.
66

Funcţia permite delimitarea cumpenelor secundare pentru toate punctele
dintr-o clasă selectată de puncte. Baza de date pe care am utilizat-o pentru delimitarea
cumpenelor secundare de apă este reprezentată de o temă de tip punct, pentru care se
va realiza delimitarea şi gridul reprezentând direcţia scurgerii (Fig. 2.21).
Pentru delimitarea cumpenelor secundare de apă, am ales puncte de
control, în interiorul cumpenei principale a bazinului hidrografic. Se poate observa
(Fig. 2.21) că s-au generat alte două cumpene de apă, pentru fiecare punct în parte.
Cumpăna secundară aferentă punctului de control 1 are o arie de drenaj până la
intersecţia ei cu cumpăna punctului de control 2 care se închide la limita de bazin
hidrografic. În acelaşi timp, limita cumpenei de apă secundare aferente punctului
de control 1 poate încorpora şi cumpăna de nivel aferentă punctului de control 2.
Figura 2.21 Cumpene secundare de apă
Dacă în tabelul atribut al punctelor de control câmpul BatchDone conţine
valoarea 1, atunci cumpăna de apă asociată fiecărui punct a fost delimitată. Dacă în
procesul de delimitare apare vreo eroare în acel câmp va apărea valoarea -1, iar
baza de date tabelară rezultată permite identificarea tuturor cumpenelor de apă
secundare cu cumpăna de apă principală din care fac parte.
Unele modele hidrologice au ca principal scop realizarea de calcule şi
simulări pentru toate bazinele hidrografice de pe teritoriul de studiu. Pentru
delimitarea acestora este recomandat a se utiliza funcţia watershed, care oferă
rezultate bune în procesul de delimitare (Fig. 2.22)
67

68
Figura 2.22 Cumpene principale şi secundare de apă

Realizarea bazei de date spaţiale, primare şi derivate, prin intermediul
sistemelor geografice informaţionale constituie primul pas în procesul de calcul,
modelare, simulare şi identificare a suprafeţelor afectate de viiturile de versant.
Înlănţuirea logică (Planşa I) a bazei de date, atât cea primară, cât şi cea
derivată, se poate constitui într-un model hidrologic G.I.S., complex care are ca
principal scop crearea bazei de date digitale pentru extragerea, automată a
variabilelor de calcul şi modelare a viiturilor de versant
69

3. UTILIZAREA G.I.S
LA ESTIMAREA SCURGERII PENTRU
PROBABILITĂŢI RARE, PE VERSANŢI
ŞI ÎN BAZINE HIDROGRAFICE MICI
Nu se poate face o delimitare a suprafeţelor bazinale ale bazinelor
hidrografice mari şi mici. Se poate spune ca bazinele hidrografice mici sunt acelea
care nu depăşesc suprafaţa de 5 – 10 km 2 şi asupra cărora, modificările de pe
teritoriul bazinului, atât cele naturale cât şi cele antropice, pot avea un rol hotărâtor
pentru determinarea debitelor maxime de calcul. Pentru efectuarea calculelor de
determinare a debitelor maxime probabile, s-a adoptat pentru bazine hidrografice
mici, de către INMH în 1997, limita convenţională de 100 km 2 . Această limită este
convenţională putând varia în funcţie de zona în care se realizează calculele
(munte, podiş, câmpie).
Din punct de vedere al determinării debitelor maxime în bazine
hidrografice mici se pot deosebi două grupe principale de bazine (Instrucţiuni de
calcul a debitelor maxime în bazine hidrografice mici, 1997):
1. Bazine hidrografice mici (cu suprafaţa între 30 km 2 şi 100 km 2 )
controlate prin reţele hidrometrice standard pentru care este posibilă
valorificarea mulţimilor de debite maxime cronologice prin
prelucrările statistice obişnuite
2. Bazine hidrografice cu suprafaţa mai mică de 20-30 km 2 , pentru care
determinarea debitelor maxime se realizează în principal, pe baza
datelor provenite din bazine reprezentative şi staţii hidrologice
experimentale privind, în primul rând, coeficienţii de scurgere şi pe
baza datelor de la reţele pluviometrice şi pluviografice;
3. Bazine hidrografice mici cu suprafaţa între 5-10 km 2 , pentru care
modificările din bazin, atât cele naturale cât şi cele antropice au un rol
hotărâtor în determinarea debitelor maxime.
Limitele bazinelor hidrografice mici diferă de la un autor la altul, în funcţie
de obiectivele de studiu pentru care se face delimitarea. Pentru cazul în care se
realizează delimitarea şi identificarea bazinelor hidrografice în scopul simulării
scurgerii, Blidaru şi colab. (1976), fixează limitele bazinelor între câteva hectare şi
maxim 10 km 2 . În 1960 Podani realizează un studiu pentru râurile din România,
identificând bazinele hidrografice mici având suprafeţe de 7-50 km 2 , în regiunile
70

montane şi 50-100 km 2 în regiunile de şes. Ujvari (1962), realizează un studiu cu
privire la râurile mici din România ca surse hidrenergetice, utilizând termenul de
râu mic pentru bazine hidrografice cu suprafaţa cuprinsă între 300-1000 km 2 ,
suprafeţele bazinale sub 300 km 2 , fiind denumite pâraie. În funcţie de criteriile
dimensionale, Zăvoianu (1978), defineşte râul mic, ca fiind bazinele hidrografice
corespunzătoare reţelelor hidrografice de ordin 1-4 în sistemul de clasificare
Horton-Strahler.
Determinarea debitelor maxime în bazinele hidrografice mici are elemente,
particularităţi, care o deosebesc de determinarea debitelor în bazine hidrografice
mari, deoarece un bazin hidrografic mic poate fi acoperit de o aceeaşi ploaie care
generează viituri, suprafaţa mică, dinamica factorilor genetici este una relativ mare,
influenţa factorilor naturali şi antropici este mare pe când într-un bazin hidrografic
mare, ploile acoperă doar părţi diferite dintr-un bazin hidrografic la momente
diferite de timp, efectele factorilor naturali, suprafeţei, factorilor genetici sunt, în
mod global, mai restrânse rezultând că scurgerea maximă se formează în bazine
mici concentrându-se şi compunându-se în timp şi spaţiu în bazine hidrografice
mari.
Pentru realizarea calculelor referitoare la scurgerea maximă pe râurile cu
bazin mic de recepţie, trebuie să dispunem de o serie de date referitoare la regimul
hidric al acestor râuri. Deoarece râurile mici sunt foarte puţin studiate se pot
întâmpina greutăţi în procesul de prelevare a acestor date.
Cercetarea râurilor cu bazine hidrografice mici este încă în fază preliminară
în România cu toate ca cele mai mari, catastrofale viituri, soldate cu cele mai multe
victime şi daune materiale s-au înregistrat pe acest tip de bazine.
Concluziile generale stabilite pe baza debitelor referitoare la râurile mari,
sunt valabile numai în mică măsură pentru râurile mici, aceste concluzii referinduse
doar la aprecierea debitelor obişnuite, la variaţia lor pe parcursul unui an, la
circulaţia subterană a apei etc.
Pentru realizarea calculelor scurgerii maxime pentru probabilităţi rare pe
un bazin hidrologic este nevoie de un hidrolog care să aibă cunoştinţe generale de
hidrologie şi care să cunoască foarte bine regiunea respectivă. Pentru a studia bine
o regiune, din punct de vedere hidrologic, se cere cunoaşterea unui număr foarte
mare de date, încât nici un specialist cu pregătire şi cu experienţă de lungă durată
nu ar putea să le reţină pe toate. De aceea, pentru stabilirea regimului hidrologic al
unui râu, hidrologul are nevoie de foarte mult material documentar.
Datele referitoare la hidrologia unei regiuni se pot obţine din diferite surse.
În primul rând trebuie cercetat dacă pe zona respectivă nu au mai fost realizate
studii în acelaşi domeniu. O altă sursă de culegere a datelor o reprezintă Regia
Autonomă Apele Române, prin intermediul filialele locale care au în gospodărire
bazinele hidrografice aflate în studiu, observaţiile directe asupra cursurilor de apă
pe care se vor face calcule etc.
Pentru bazinele hidrografice care nu dispun de nici un fel de măsurători
singurele surse de date se pot obţine de la staţiile meteorologice – precipitaţii
71

maxime, intensităţi ale ploii – şi prin măsurători directe de lungimi, pantă,
suprafaţă, debit etc.
3.1 Selectarea bazinelor hidrografice
Identificarea teritoriilor bazinale pentru care am realizat calculele
hidrografice se poate face în mai multe moduri, cele mai folosite fiind acelea de
identificare a teritoriului pe hărţile în curbe de nivel, prin intermediul imaginilor
satelitare şi identificarea în mod automat, utilizând pentru aceasta, din urmă,
tehnica produsele G.I.S., prin exploatarea MDE, metode pe care am folosit-o în
procesul de identificare a suprafeţelor de drenaj analizate.
Identificarea teritoriului pe hărţi în curbe de nivel reprezintă metoda
clasică de identificare. Se folosesc hărţi în curbe de nivel, la scări adecvate şi
suficient de detaliate pentru bazinul hidrografic care urmează a fi studiat.
Trasarea limitelor unui bazin hidrografic se face în mod cunoscut, limita
fiind dată de linia de cumpănă a apelor care desparte două bazine hidrografice
învecinate.
Identificarea teritoriului prin intermediul imaginilor satelitare presupune,
în primul rând, cunoaşterea coordonatelor definitoare ale bazinului hidrografic
cercetat. Această condiţie este necesară pentru comandarea acelor imagini satelitare
de care este nevoie, ştiut fiind faptul că, costul unei asemenea imagini este foarte
ridicat. Utilizând programe specifice de prelucrare a imaginilor satelitare se poate
identifica şi scoate în evidenţă bazinul hidrografic.
Identificarea în mod automat presupune utilizarea de produse G.I.S. şi a
extensiilor aferente acestora. Pentru realizarea identificării şi trasării automate a
cumpenei de apă a bazinelor hidrologice am utilizat programul geoinformatic
ArcG.I.S. prin intermediul extensiei ArcHydro9 (vezi Cap. 2.2.8), apelând şi la o
serie de date precum DEM, direcţia scurgerii, acumularea scurgerii şi punctele de
confluenţă (materializate în noduri de reţea) a reţelei hidrografice analizate. Toată
baza de date necesară delimitării cumpenelor de apă am definitivat-o în procesul de
realizare a funcţiilor G.I.S..
Ţinând cont de instrucţiunile da calcul a debitului maxim în bazine
hidrografice mici, care definesc ordinul de mărime a unui bazin hidrografic mic,
am realizat delimitarea în mod automat a unui număr de 59 (Tab. 3.1) de bazine
hidrografice. Toate bazinele hidrografice au ordin de mărime 2, corespunzător
ordinului reţelei hidrografice realizat prin metoda Strahler.
Baza de date, în format vector, pe care am utilizat-o în procesul de
delimitare este reprezentată de punctele de închidere a secţiunii de calcul, puncte
care se identifică cu nodurile topologice ale reţelei hidrografice de ordin 2.
Un pas important în procesul de identificare a punctelor de confluenţă,
reprezentând puncte de închidere a secţiunilor de calcul a fost acela de îndepărtare
a erorilor de localizare. Pentru acest lucru am apelat la procedeul de comparare a
72

nodurilor reţelei topologice de ordin 2 cu realitatea din teren prin intermediul
planurilor topografice la scară mare 1:5000 şi a ortofotoplanurilor ediţia 2003.
Acolo unde au fost depistate erori de identificare am intervenit asupra vectorilor
reprezentând reţeaua hidrografică în sensul de a modela râul pe actualul traseu de
scurgere, ştiut fiind faptul că în timp reţeaua hidrografică îşi schimbă cursul
datorită factorilor care ţin de hidrauluica râului şi de acţiunea componentei umane,
realizându-se totodată şi o reambulare a materialului cartografic avut la dispoziţie
(Fig. 3.1).
Una dintre metodele cele mai rapide şi corecte de identificare a bazinelor
hidrografice, în teritoriu, este aceea de delimitare a punctelor de confluenţă prin
intermediul sistemelor globale de poziţionare, sistemele GPS (Fig. 3.1), metodă pe
care am utilizat-o pentru delimitarea a cinci bazine hidrografice (bazinul
hidrografic 7, 14, Popeşti, Chinteni şi Gârbău).
Figura 3.1 Identificarea punctelor de confluenţă
Identificarea cu precizie a unui punct pe suprafaţa terestră este foarte
importantă şi întrebuinţată în multe ramuri ale geografiei. Sistemele de poziţionare
globală au rezolvat, după mult timp în care s-au efectuat cercetări pentru diferite
metode de poziţionare a unui punct pe suprafaţa terestră, problema determinării
unui punct, cu precizie de până la câţiva centimetri, fără a utiliza reţeaua de puncte
geodezice.
73

Global Positioning System, GPS, a fost realizat de către Departamentul
Apărării SUA, ca un sitem global de orientare bazat pe un număr de 24 de sateliţi care
baleează suprafaţa pământului, având ca bază de calcul procedeul de trianugulaţie
spaţială, pe lângă receptorul GPS de la sol, mai fiind nevoie de cel puţin trei sateliţi,
utilizaţi concomitent, în procesul de determinare a coordonatelor punctelor.
Metoda de determinare a punctelor presupune deplasarea în teren cu o
staţie GPS şi poziţionarea acesteia pe punctul căruia se doreşte determinarea
poziţiei. Staţia GPS funcţionează pe principiu de emitere şi primire de semnale,
astfel pentru determinarea distanţei faţă de sateliţi staţia GPS mobilă măsoară
timpul scurs între momentul când a fost emis un semnal şi momentul când acelaşi
semnal este reemis de satelit şi interceptat de staţia mobilă.
Pentru o poziţionare cât mai corectă a punctului pe suprafaţa terestră sunt
necesare trei măsurători, luând în considerare trei sateliţi diferiţi. Aparatele GPS au
încorporate, în softurile dedicate, diverse tehnici de a realiza aceste măsurători,
inclusiv cele altitudinale şi de eliminare a erorilor de poziţionare.
Localizarea punctelor de confluenţă a bazinelor hidrografice 14 (Fig. 3.1),
7, Popeşti, Chinteni şi Gârbău am realizat-o având la dispoziţie două tipuri de
aparate GPS: GPS Magelan Explorist 210 cu caracteristicile -comunică în paralel
cu maxim 14 sateliţi GPS, Compatibil cu WAAS / EGNOS având o precizie sub 3
metri, afişează şi memorează coordonatele şi altitudinea punctului, conectabil la
PC pentru transfer de harţi/puncte- PDA GPS Fujitsu Siemens Loox N520
utilizând software-ul ArcPad pentru determinarea coordonatelor punctelor de
confluenţă şi implicit a poziţiei acestora.
Odată cu delimitarea spaţială a bazinelor hidrografice, prin generarea
automată a cumpenelor de apă, am realizat şi identificarea pe baze fizicogeografice
şi mai precis o proiecţie a suprafeţelor de drenaj pe suportul de relief.
Relieful influienţează scurgerea maximă, în mod direct asupra scurgerii,
cât şi indirect prin intermediul factorilor climatici. În mod direct, asupra scurgerii
maxime, influienţa este manifestată în legătură cu timpul necesar unei particole de
apă căzute pe sol de a ajunge în albia râului şi de acolo la secţiunea de calcul.
Deoarece mulţi parametri care intră în formulele de calcul ale debitului maxim,
viteza de scurgere a apei pe versant, viteza de scurgere a apei în albie etc., depind
şi de configuraţia reliefului, am realizat o clasificare a bazinelor hidrografice
identificate pe unităţi majore de relief.
Pe teritoriul bazinului hidrografic superior Someşul Mic am putut
identifica trei unităţi majore de relief: culoarul de vale, unitatea de tranziţie între
vale şi munte şi unitatea montană.
Culoarele de vale sunt caracterizate de altitudini cuprinse între 300 şi 410 m
unde se remarcă prezenţa Culoarului Someşului Mic de la Cluj-Napoca până la Gilău şi
al Nadăşului, de la Cluj-Napoca până la Gârbău. De asemenea acestei unităţi îi aparţin
şi culoarele inferioare ale văilor Căpuşului, Chintenilor, Popeştilor şi Văii Mari.
În cadrul Culoarului Someşului Mic principalele forme de relief sunt
reprezentate de către terasa de luncă (t1 4-6 m), de seria teraselor inferioare (t2 10-
74

16 m, t3 22-24m şi t4 30-40m) la care se adaugă glacisurile formate la baza
versanţilor pe sectoarele unde terasele nu s-au păstrat. Sub aspect regional culoarul
se află interpus între Dealurile Clujului şi Dejului şi Masivul Feleac.
Culoarul Nadăşului, mult mai restrâns sub aspectul suprafeţei, se
caracterizează prin prezenţa unei lunci dezvoltate, la care se adaugă fragmente ale
teraselor inferioare şi glacisurile de la baza versanţilor. La sud culoarul este delimitat
de subunitatea cunoscută sub numele de Interfluviul Căpuş-Someş-Nadăş, în timp ce la
nord este prezent un front de cuestă aparţinând Dealurilor Clujului şi Dejului.
Cele două culoare principale de vale, prin dispunerea şi relaţia lor cu
unitatea de tranziţie, se constituie în veritabili colectori a apelor care provin din de
pe suprafaţa unora dintre bazinele hidrografice specifice acesteia.
Unitatea de tranziţie. Aceasta are un ecart altitudinal cuprins între 410 –
850 m. Fiind o unitate de tranziţie în componenţa sa intră mai multe unităţi
regionale: partea sudică a Masivului Feleacului, Culoarul Săvădisla - Luna de Sus,
Culoarul Căpuşului, partea estică a Podişului Păniceni (drenată de afluenţii din
bazinul superior al Nadăşului), Interfluviul Căpuş-Someş-Nadăş, partea sudică a
Dealurilor Clujului.
Dacă pe trei dintre laturile sale (nordică, sudică şi estică) această unitate
prezintă limite relativ uniforme, pe latura vestică se observă o pătrundere înspre
interiorul unităţii montane, de-a lungul principalelor râuri (Someşul Rece, Someşul
Cald, Agârbiciu etc.). În astfel de condiţii, la contactul dintre Podişul Someşan şi
subunităţile Munţilor Apuseni poate fi delimitată o fâşie de tranziţie, ale cărei note
de specificitate este dată de alternanţa culoarelor de vale cu suprafeţe interfluviale
aparţinând unităţii montane, dar ale căror altitudini se menţin între 700 şi 850 m.
Unitatea montană cuprinde acele suprafeţe ale bazinului Someşului Mic
care se află poziţionate la altitudini superioare valorii de 850. Se suprapune în
totalitate unor subunităţi ale Munţilor Apuseni. Dintre acestea se remarcă: Munţii
Gilăului, partea sud-estică a Munţilor Vlădeasa, estul Munţilor Bihor şi nordul
Munţilor Muntele Mare.
Tabelul 3.1 Elementele morfomentrice şi de identificare a bazinelor hidrografice
Denumire Unităţi Altitudine Altitudine Coordonatele punctului Petrimetru
bazin majore maximă minimă de confluenţă (km)
hidrografic de relief (m) (m) x y
1 M 1162.07 828.50 352866.003 579701.809 16.72
2 M 1646.19 1044.64 330764.534 572205.576 28.04
3 M 1485.79 1024.54 333342.065 573246.533 11.84
4 M 1524.73 896.97 337147.152 574005.399 15.88
5 M 1657.97 1029.88 340328.690 567845.873 39.96
6 M 1429.98 1024.86 340685.823 569040.287 13.44
7 M 1404.21 896.97 347830.654 575283.637 16.84
8 M 1460.29 896.97 348065.018 572979.055 12.88
9 M 1643.01 1111.73 355609.558 566845.326 57.36
75

Denumire Unităţi Altitudine Altitudine Coordonatele punctului Petrimetru
bazin majore maximă minimă de confluenţă (km)
hidrografic de relief (m) (m) x y
10 M 1758.00 1045.01 330671.051 572043.778 31.20
11 M 1282.13 665.51 357126.471 579532.519 17.48
12 M 1602.78 742.85 360427.629 571604.098 21.68
13 M – T 1368.21 567.29 365647.408 575525.986 13.96
14 M – T 1233.99 548.66 362091.972 579417.995 12.72
15 M – T 1204.48 441.88 367453.170 580773.980 8.32
16 M – T 923.51 785.22 357775.417 583708.342 9.36
17 M – T 1014.53 682.73 360907.284 583059.397 13.48
19 M – T 921.45 588.06 360339.019 590034.623 20.16
20 M – T 1009.77 525.89 363171.317 589576.457 17.68
21 M – T 771.76 556.48 361880.123 589868.018 16.68
22 T 886.30 509.25 364254.255 589201.594 8.04
23 M – T 891.608 458.51 368940.042 589597.283 10.68
24 T 772.00 467.74 368252.794 589930.495 21.80
25 T 688.09 443.74 370876.834 588326.914 11.32
26 T 607.22 410.79 374940.776 586344.063 12.32
27 T 737.68 468.49 363928.718 598164.819 25.68
28 T 744.21 468.46 363949.720 598147.134 28.36
29 T 626.47 427.12 370050.417 597442.472 18.24
30 T 695.89 422.33 370758.153 596686.482 24.24
31 T 727.34 418.96 371626.737 595560.539 19.40
32 T 637.43 410.14 379411.829 597780.255 11.00
33 T 563.81 428.90 381969.542 601725.441 9.52
34 T 569.27 428.40 381989.100 601686.325 19.76
35 T 532.05 425.80 380087.395 603088.272 19.60
36 T – V 602.18 384.60 379038.095 591748.779 16.96
37 T – V 655.94 375.02 281027.680 590960.824 12.96
38 T – V 669.00 372.61 382288.408 590547.148 22.72
39 T – V 653.85 366.70 384376.488 589975.881 18.04
40 T – V 723.62 340.00 395506.347 585070.863 15.44
41 T – V 831.80 378.46 388169.742 583491.773 21.92
42 T – V 612.33 359.37 384258.294 583888.931 21.00
43 T 640.01 481.11 382005.304 576496.538 11.36
44 T 715.48 405.49 379254.782 582194.828 13.08
45 T 894.15 534.46 376201.449 579517.397 9.08
46 M – T 998.46 451.94 372871.368 580159.627 10.48
47 M – T 922.51 610.10 358968.882 589525.738 21.48
48 M 1670.38 1147.86 351228.936 569445.922 30.72
Beliş M 1569.89 1030.12 340288.835 567845.186 30.04
Chinteni T – V 682.03 316.03 393831.944 588853.045 51.32
Feneş M – T 1238.36 553.51 378400.598 576457.081 21.12
Gârbău T – V 829.15 376.41 388089.862 583464.862 23.76
76

Denumire Unităţi Altitudine Altitudine Coordonatele punctului Petrimetru
bazin majore maximă minimă de confluenţă (km)
hidrografic de relief (m) (m) x y
Irişoara M 1642.41 1111.84 355629.620 566845.326 29.80
Leşu M – T 1233.40 564.71 361104.789 579250.369 21.96
Popeşti T – V 682.79 343.31 389340.602 587887.801 38.48
Răcătău M 1670.40 1147.19 351249.197 569425.661 46.36
Râşca M 1409.83 484.58 370641.467 578262.843 35.00
Şard T – V 632.94 397.73 378478.905 596380.869 28.76
Şomtelecu T 632.51 406.86 374602.444 594145.068 35.28
Căpuş M – T 1015.68 607.14 358928.444 589566.338 41.84
V – Bazine hidrografice suprapuse culoareor de vale
T – Bazine hidrografice suprapuse unităţii de tranziţie
M – Bazine hidrografice suprapuse unităţii montane
M – T – Bazine hidrografice suprapuse parţial unităţii montane şi celei de tranziţie
T – V – Bazine hidrografice suprapuse parţial unităţii de trenviţie şi celei de culoar de vale
3.2 Cuantificarea G.I.S a elementelor şi variabilelor
de calcul
Cu ajutorul programelor geoinformaţionale, a funcţiilor şi extensiilor
încorporate în cadru acestora, am putut realiza cuantificarea elementelor şi
variabilelor de calcul. Prin exploatarea bazei de date de tip raster, DEM şi a bazelor
de date de tip vector, reţeaua hidrografică, am extras toate elementele necesare
calculului debitului maxim în bazine hidrografice mici.
Cuantificarea elementelor morfometrice reprezintă una din operaţiunile
importante şi obligatorii, necesare în procesul de calcul a scurgerii maxime.
Informaţiile numerice, standard, ale caracteristicilor morfometrice, trebuie să dea
informaţii clare şi precise despre: suprafeţele bazinelor hidrografice, forma bazinelor
hidrografice, densitatea reţelei hidrografice, lungimea albiei principale şi suma
lungimilor albiilor, panta medie a albiei principale şi panta medie a versanţilor.
3.2.1 Determinarea suprafeţei bazinului
Suprafaţa bazinului hidrografic este cea mai importantă caracteristică
geometrică în ceea ce priveşte valoarea totală a debitului scurs într-o secţiune de
măsurători sau calcul, de pe suprafaţa de acumulare. Timpul, în care bazinul
hidrografic primeşte precipitaţii este unul scurt minute, chiar secunde, în timp ce
evacuarea, prin scurgere a precipitaţiilor căzute durează mai mult, în funcţie de
mărimea bazinului hidrografic. Cu cât bazinul hidrografic este mai mare, cu atât
scurgerea se face mai încet, fiind uniformă în timp, în schimb la bazinele hidrografice
mici scurgerea este mai rapidă şi neuniformă în timp datorită faptului că o parte din
77

precipitaţii, care sunt antrenate în procesul de infiltraţie nu participă la volumul total
scurs, ele nefiind redate scurgerii în acelaşi timp cu cantitatea de precipitaţii scursă
după infiltrare şi de aceea nu pot fi cuantificate în secţiunea de calcul.
Dacă se face calculul debitului maxim pe o perioadă scurtă de timp,
provenit din înregistrarea unor ploi torenţiale, volumul scurgerii nu va depinde, în
principal, de suprafaţa totală a bazinului ci de cea acoperită de ploaia torenţială.
Din acest motiv se consideră, în metodologia de calcul că ploaia torenţială este
unitară pe suprafaţa întregului bazin hidrografic.
Suprafaţa bazinului hidrografic se determină având ca bază harta pe care sa
făcut delimitarea, sau, dacă bazinul hidrografic este foarte mic –bazinul unui
torent- delimitarea se poate face pe baza datelor topografice culese în teren;
coordonatele x şi y ale punctelor care formează cumpăna de apă.
Din punct de vedere topografic noţiunea de suprafaţă este definită ca fiind
aria cuprinsă în limitele unui contur închis, proiectat pe un plan orizontal de
referinţă, fără a se ţine seama de relieful terenului.
Se deosebesc trei metode de calcul pentru obţinerea suprafeţelor:
1. metode numerice
2. metode grafice
3. metode mecanice
Metodele numerice utilizează mijloace de calcul manual sau electronic, iar
elementele necesare, definitivării calculului, sunt măsurate în teren: coordonate,
lungimi şi unghiuri, ale conturului care mărgineşte suprafaţa de determinat.
Odată ce am realizat delimitarea automată a suprafeţei bazinului
hidrografic am obţinut şi suprafaţa totală a suprafeţei de drenaj respective.
Utilizând extensia ArcHydro9, funcţia Batch Watershed Delineation (vezi Cap.
2.2.8) am determinat suprafaţa bazinului hidrografic, aşa cum cere metodologia de
calcul, în km 2 (Fig. 3.2).
Figura 3.2 Baza de date ArcG.I.S. –suprafaţa bazinelor hidrografice-
78

Baza de date în format shapefile am realizat-o în mod automat, odată cu
delimitarea cumpenei bazinului hidrografic, prin adăugarea în tabela atribut a unei
noi coloane „Area”, care stochează date referitoare la suprafaţa în km 2 a bazinului
hidrografic delimitat.
Un caz aparte pe care l-am întâlnit în faza de calcul a suprafeţelor este
acela în care bazinul hidrografic nu este delimitat în mod automat, fiind cazul
bazinului hidrografic 15, pe care l-am identificat cu ajutorul curbelor de nivel şi
realizat în format bază de date shapefile prin digitizare. În acest caz, pentru
determinarea suprafeţei bazinului hidrografic am apelat la softurile G.I.S. care au
încorporate, sau suportă extensii care realizează calcule de suprafaţă
Pentru determinarea corectă a suprafeţei am ţinut seama de câteva
elemente definitorii: am digitizat bazinul hidrografice de pe un material raster,
hartă la scară, o hartă georeferenţiată corect, programului şi extensiei cu care am
realizat calculul i-am definit unităţile de măsură utilizate şi sistemul de proiecţie,
identic cu cel utilizat în procesul de georeferenţiere. Calculul suprafeţelor l-am
realizat utilizând extensia Xtools Pro (Fig. 3.3) a programului ArcG.I.S.
Figura 3.3 Fereastra de dialog a extensiei Xtools Pro –Calcul de suprafaţă-
Rezultatul calculului s-a materializat ca şi bază de date în tabelul atribut
prin adăugarea a patru coloane noi, perimetrul, suprafaţa în km 2 , în acri şi în
hectare, fiecare fiind constituită ca bază de date individuală putând fi folosită în
operaţiile de analiză spaţială individual sau integrate.
În bazinele hidrografice foarte mici pentru care nu am dispus de hărţi în
curbe de nivel am realizat ridicări topografice, bazinul hidrografic 43, pentru
identificarea şi delimitarea în teren a acestora. Radierea punctelor de pe cumpăna
de apă am realizat-o în coordonate reale în proiecţie stereografică 1970 utilizând o
staţie totală Sokia.
Procedeul analitic de calcul a suprafeţelor necesită cunoaşterea
coordonatelor rectangulare ale punctelor de pe cumpăna de apă. Acest procedeu are
precizia cea mai mare atunci când deţinem un număr foarte mare de puncte.
79

Calculul se poate efectua în sistem automatizat, cu ajutorul calculatoarelor şi
softurilor de specialitate (Fig. 3.4). Pentru a putea realiza calculul suprafeţelor sunt
recomandate folosirea a două ecuaţii:
( + 1 − ) ( 7)
− yi
y
( x x ) ( 8)
2 1
Σ = S xi
i
2 −1 + 1 − Σ = S yi i i
Ambele ecuaţii sunt necesare în calculul suprafeţelor, deoarece, cu oricare
dintre ele se va calcula suprafaţa, cealaltă va fi folosită pentru controlul calculului.
Figura 3.4 Elemente necesare calculului suprafeţelor, metoda analitică (Autocad Map)
În funcţie de scopul cercetării şi de suprafaţa bazinelor hidrografice se
poate alege una dintre metodele de calcul ale suprafeţelor. Deoarece baza de date,
în format grid, specifică ArcG.I.S., am realizat-o pentru procesul de delimitare a
bazinelor hidrografice se va apela la funcţiile programului amintit, în procesul de
calcul a suprafeţelor hidrografice, pentru bazinele hidrografice delimitate prin
digitizare am utilizat extensiile ArcView, ai pentru un singur bazin hidrografic,
pentru care am dispus de ridicări topografice s-a realizat calculul prin intermediul
metodei analitice şi AutoCad Map (Tab. 3.2).
Din analiza valorilor reprezentând suprafeţele bazinelor hidrografice se
constată că cele mai mici, ca suprafaţă sunt bazinele hidrografice 22, 15 şi 16,
situate pe unitatea majoră de relief montană şi de tranziţie şi în unitatea de tranziţie
bazinul hidrografic 22. Pentru toate trei bazinele hidrografice, majoritatea
suprafeţelor sunt localizate în zona de tranziţie caracterizate prin altitudini şi pante
mici de unde s-ar putea trage concluzia că viiturile sunt mai pronunţate şi datorită
faptului că acumulările rapide din zona montană, cu un timp de concentrare mic, se
concentrează în zona de tranziţie, cu un timp de concentrare mai mare, rezultând
inundaţii cu efecte catastrofale.
80

Bazinele hidrografice cu cea mai mare suprafaţă sunt: 9, Răcătău, Chinteni.
Primele două, ca mărime, sunt situate în zona montană acoperind o mare varietate
de valori ale pantelor şi dispunerii pe verticală a altitudinilor ceea ce face ca, în
procesul de calcul a debitelor maxime să se ţină seama de toate elementele care
concură formarea scurgerii, la fel şi în cel de-al treilea caz, situat în zona de
tranziţie, cu un mare risc de apariţie a viiturilor din punct de vedere a factorilor
care intră în procesul de apariţie a debitelor maxime.
3.2.2 Forma bazinelor hidrografice
Forma bazinelor hidrografice influienţează regimul viiturilor prin felul în
care sunt situaţi afluenţii în plan. Dacă bazinul hidrografic are formă de evantai, cât
mai apropiată de cea circulară, şi timpul de concentrare pe albia principală, albiile
secundare şi versanţi nu diferă foarte mult, viitura va fi concentrată. Pe un bazin de
formă alungită se pot înregistra debite maxime mai mici decât pe un bazin, care are
aceleaşi condiţii de scurgere, de formă apropiată de cea circulară deoarece apele de
pe albia principală şi afluenţi se scurge succesiv spre punctul de control al secţiunii
de calcul.
Coeficientul de circularitate caracterizează forma cirulatorie sau alungită a
bazinelor hidrografice. Pentru calculul coeficientului de circularitate, Rădoane şi
colab, (2006), a folosit următoarea relaţie (9) care ţine cont de lungimea cumpenei
de apă şi suprafaţa bazinului hidrografic. Deoarece această relaţie este utilizată
frecvent în practica hidrologică, am utilizat-o în procesul de definire a formei
bazinului hidrografic.
Lc
C =
2 π F
C – coeficientul de circularitate
Lc – Lungimea cumpenei de apă, perimetrul în km
F – Suprafaţa bazinului hidrografic în km 2
Valoarea coeficientului de circularitate, C, este adimensională, C≥1, dar cu
cât valoarea sa este mai apropiată de unitate, 1, cu atât forma bazinului hidrografic
este mai apropiată de cea circulară.
Dispunând de valorile, pe care le-am extras în mod automat, reprezentând
perimetrul (Tab. 3.1), suprafaţa bazinelor hidrografice (Tab. 3.2) şi utilizând relaţia
(9) am calculat coeficienţii de circularitate pentru toate cele 59 de bazine
hidrografice mici (Tab. 3.2).
81
( 9)

Denumire
bazin
hidrografic
Tabelul 3.2 Caracteristici geometrice ale bazinelor hidrografice
Suprafaţa
(km 2 )
Coordonatele centrului
de greutate
x Y
82
Coeficient de
circularitate
Densitatea reţelei
hidrografice km/km 2
Minimă Medie Maximă
1 7.14 351172.550 578659.467 1.77 0 0.83 1.97
2 15.23 329656.620 565729.008 2.03 0 0.71 1.87
3 4.58 333497.049 571202.107 1.56 0.42 0.94 1.41
4 7.89 336142.964 571630.557 1.59 0.13 0.84 1.26
5 31.36 341069.728 564924.61 2.01 0 0.63 1.53
6 6.21 340024.672 570450.079 1.52 0 0.91 2.20
7 5.85 345557.556 576636.693 1.96 0.15 0.89 1.94
8 4.26 347874.890 570794.968 1.76 0 0.83 1.95
9 67.09 353447.992 560318.186 1.98 0 0.45 2.03
10 29.50 326863.711 573563.659 1.62 0 0.84 2.28
11 8.45 356134.443 577240.64 1.70 0 0.93 2.30
12 11.97 360732.320 568514.749 1.77 0 0.79 1.55
13 7.09 365841.597 573659.094 1.48 0 0.97 1.41
14 5.60 362593.989 577507.039 1.52 0 0.51 1.05
15 2.01 367772.248 579521.521 1.66 0.30 0.60 1.09
16 2.10 358307.148 584661.103 1.82 1.52 1.62 1.79
17 4.17 360922.369 584605.008 1.86 0 0.92 2.27
19 6.59 359727.572 587272.352 2.22 0 0.95 2.33
20 7.40 361914.216 587158.268 1.83 0.93 1.73 2.37
21 7.28 362124.159 591637.783 1.74 0.55 1.27 2.20
22 1.79 364304.257 588030.273 1.70 1.05 1.16 1.27
23 2.42 367421.160 588468.299 1.94 0.07 1.26 2.44
24 13.13 366041.436 591963.419 1.70 0 0.84 2.41
25 3.50 371026.891 590022.826 1.71 1.36 1.67 2.19
26 3.70 375289.012 588044.079 1.81 0.45 1.52 3.64
27 15.29 360142.215 596777.247 1.85 0 0.64 1.62
28 19.68 362405.772 595074.615 1.80 0 0.57 1.48
29 7.62 369067.306 599716.221 1.86 0.68 1.04 1.54
30 14.27 367178.835 595301.270 1.81 0 0.42 1.38
31 10.46 369449.193 593642.861 1.69 0.04 0.68 1.76
32 3.93 380465.690 596818.787 1.57 0 0.28 0.85
33 2.96 382569.401 602586.202 1.56 0.73 1.25 1.79
34 12.28 383510.933 599926.453 1.59 0 0.41 1.74
35 7.89 380435.419 604643.220 1.97 0 0.70 1.68
36 8.97 377653.047 589661.844 1.60 0 0.49 1.37
37 5.40 380314.833 589136.048 1.57 0 0.71 1.64
38 14.90 382198.288 593641.164 1.66 0 0.67 2.01
39 8.88 382870.289 587903.898 1.71 0 0.50 1.36
40 7.94 395952.825 582760.058 1.55 0 0.85 1.91
41 11.65 390059.078 580714.692 1.81 0 0.46 1.67
42 11.05 383664.138 582055.466 1.78 0 0.66 1.75
43 2.95 382808.250 574815.505 1.87 0 0.45 0.89
44 4.15 377241.779 581246.162 1.81 1.32 1.49 1.65
45 3.15 375450.503 578347.735 1.44 0.63 0.97 1.30

46 3.09 373656.794 578390.084 1.68 1.33 1.54 1.79
47 11.32 357543.018 587121.493 1.80 0.22 1.15 2.66
48 18.38 347323.153 566696.995 2.02 0 0.68 2.00
Beliş 25.82 336174.447 565709.475 1.67 0 0.65 1.78
Chinteni 44.21 390242.135 595013.105 2.18 0 0.30 1.30
Feneş 10.06 375351.281 575146.911 1.88 0 0.77 1.24
Gârbău 14.69 387952.312 579718.745 1.75 0 0.37 1.51
Irişoara 19.70 357203.105 562311.044 1.89 0 0.50 1.49
Leşu 12.35 359339.092 576661.593 1.76 0 0.82 1.97
Popeşti 34.57 386737.315 593823.004 1.85 0 0.47 1.61
Răcătău 41.60 349356.398 563014.219 2.03 0 0.56 1.85
Râşca 20.41 368993.099 573814.308 2.19 0 0.89 2.03
Şard 19.34 375840.099 599230.624 1.84 0 0.73 2.00
Şomtelecu 23.10 373138.109 598866.549 2.07 0 0.54 1.29
Căpuş 33.18 355132.484 488211.742 2.05 0 0.82 1.94
Din analiza coeficientului de circularitate am putut concluziona faptul că
bazinele hidrografice cu cel mai mare risc de apariţie a viiturilor concentrate,
bazine hidrografice cu coeficient de circularitate mic, sunt 45, 13 (Fig. 3.5), iar
bazinele hidrografice cu coeficient de circularitate mare şi posibilitate de apariţie a
viiturilor distribuite în timp, bazinele 19 şi Râşca (Fig 3.6).
Pentru reprezentarea grafică a coeficientului de circularitate am apelat la
extensia Xtools Pro, cu care am identificat şi determinat coordonatele plane ale
centrului de greutate a bazinelor hidrografice. Practic coeficientul de circularitate
este reprezentat de raza cercului în care se înscrie bazinul hidrografic pornind de la
centrul de greutate al acestuia. În funcţie de scopul urmărit în procesul de cercetare,
se poate face calculul coeficientului de circularitate pentru o anumită parte a
bazinului hidrografic, în aval sau amonte de un punct stabilit, sau pentru un singur
afluient.
Figura 3.5 Coeficienţi de circularitate minimi A-bazinul hidrografic 45
B-bazinul hidrografic 13
83

Figura 3.6 Coeficienţi de circularitate maximi A-bazinul hidrografic 19
B-bazinul hidrografic Râşca
Reprezentarea grafică a coeficientului ce circularitate, în figurile 2.5 şi 2.6,
scot în evidenţă, foarte bine, forma bazinelor hidrografice, de la cele, aproape,
perfect circulare până la cele cu formă alungită şi circularitate mare. După cum se
poate observa, bazinul hidrografic Râşca are un coeficient mare de circularitate,
coeficient care caracterizează doar partea centrală a bazinului, acesta fiind foarte
alungit, dar dacă bazinul hidrografic se subîmparte în bazine mai mici, pentru
partea din aval, aproape de confluenţă, se poate calcula un coeficient de
circularitate mic.
Nu se poate face o corelaţie între suprafaţa bazinului hidrografic şi
coeficientul de circularitate, deoarece acesta se calculează în funcţie de suprafaţă,
ca exemplu se poate da bazinul hidrografic 13 cu o suprafaţă de 7,09 km 2 şi un
coeficient mic şi bazinul hidrografic 19 cu o suprafaţă mai mică, de 6,59 km 2 şi un
coeficient mare.
3.2.3 Densitatea reţelei hidrografice
Densitatea de drenaj (Dd) a reţelei hidrografice am definit-o ca şi
capacitatea unei reţele hidrografice de a colecta un anumit volum din apele de
precipitaţie şi subterane, depinzând de caracteristicile geologice, topografice si
antropice ale bazinului. Calculul pe suprafaţa bazinelor hidrografice l-am realizat
ca raport între lungimea totală a reţelei hidrografice (L) şi suprafaţa bazinului
hidrografic (F) utilizând relaţia:
D d =
Calculul densităţii reţelei hidrografice ridică unele semne de întrebare, în
funcţie de scopul pentru care se realizează acesta. Pentru calculul şi simularea
viiturilor de versant am obţinut densitatea de drenaj, pe suprafeţe caracteristice, de
84
L
F

1 km 2 , ţinând seama de reţeaua hidrografică permanentă şi cea periodică, În
practica hidrologică se utilizează valorile medii ale densităţii reţelei hidrografice
pentru caracterizarea bazinului de recepţie, valori pe care le-am extras în mod
automat utilizând în procesul de modelare a densităţii DEM-ul şi vectorii
reprezentând reţeaua hidrografică.
Figura 3.7 Densitatea reţelei hidrografice A-bazinul hidrografic 32 (densitate medie 0,28)
B-bazinul hidrografic Chinteni (densitate medie 0,30)
Figura 3.8 Densitatea reţelei hidrografice A-bazinul hidrografic 25 (densitate medie 1,67)
B-bazinul hidrografic 20 (densitate medie 1,73)
Densitatea reţelei hidrografice influenţează regimul torenţial al bazinului
hidrografic. O reţea hidrografică densă, permanentă şi periodică, face ca regimul de
ape mari şi viituri să tindă spre unul torenţial, în timp ce un bazin hidrografic cu o
densitate medie mică a reţelei hidrografice să tindă spre un regim uniform al
scurgerii.
Analiza densităţii reţelei hidrografice scoate în evidenţă o densitate medie
minimă de 0,28 km/km 2 în bazinul hidrografic 32 (Fig. 3.7) şi o densitate medie
maximă de 1,73 km/km 2 in bazinul hidrografic 20 (Fig. 3.8). Pe întreg teritoriul
bazinului hidrografic superior Someşul Mic au fost calculate densităţi minime ale
reţelei hidrografice începând de la 0 km/km 2 la 3,63 km/km 2 , cu o medie ridicată
(Tab. 3.2), ceea ce face ca bazinul hidrografic să fie încadrat în cadrul bazinelor cu
85

egim de scurgere torenţial, la viituri.
3.2.4 Determinarea lungimii albiei principale şi suma lungimilor
albiilor
Albiile influenţează regimul torenţial al scurgerii prin caracteristicile lor
legate de formă, lungime şi pantă, dintre această lungime şi panta fiind cele mai
importante. Albiile majore largi, permit acumnularea temporară a unei mari părţi
din volumul de apă, apa rămasă în braţele secundare, formate în timpul viiturilor
este pe de-o parte pierdută, ca volum util de scurgere, prin evaporaţie în timp, dar
poate şi contribui la mărimea volumului de apă a viiturilor înregistrate la intervale
de timp foarte mici.
Lungimea albiei influenţează scurgerea indirect mărind sau micşorând
timpul de concentrare a apei în albie. Cu cât albia principală şi suma lungimilor
albiilor este mai mare, cu atât şi timpul de concentrare va fi mai mare. Suma
lungimilor albiilor se poate utiliza şi în calculul densităţii reţelei hidrografice, cât şi
pentru calculul lungimii versanţilor, parametru necesar pentru determinarea
timpului de concentrare pe versanţi.
Timpul de concentrare a apei în albie tine şi de panta albiei, o albie cu o
pantă mică va face ca viitura să se concentreze mai lent pe toată lungimea albiei, pe
când o pantă mare a albiei va imprima un caracter torenţial bazinului hidrografic.
Lungimea albiei se măsoară între izvor şi secţiunea de calcul, fiind
exprimată în km sau în m în funcţie de scara la care se lucrează şi mărimea
bazinului hidrografic. Metodele clasice de măsurare a lungimilor albiei sunt:
măsurarea cu ajutorul curbimetrului şi a compasului cu deschidere echidistantă.
Suma lungimilor albiei principale şi a albiilor aferente se calculează cu relaţia:
∑
∑
L = La
+ Lalbii
86
( 10)
Prin intermediul programelor geoinformaţionale am realizat calculul
lungimii albiei principale a bazinului hidrografic, precum şi lungimea tuturor
albiilor de pe suprafaţa bazinului. Pentru realizarea măsurătorilor albiei principale,
am avut la dispoziţie o serie de instrumente disponibile direct în fereastra de lucru
ArcG.I.S., iar pentru măsurarea lungimilor tuturor albiilor am apelat la modulele
statistice, ale programelor geoinformatice, aplicate pe tabelele atribut a stratului
reprezentând reţeaua hidrografică.
Lungimea albiei principale am determinat-o ca distanţa între nodurile
vectorului reţelei hidrografice care se întinde de la secţiunea de calcul până în
apropierea cumpenei de apă, urmând traseul cu ordin cel mai mare a reţelei
hidrografice, atunci când apare o confluenţă. Atunci când, spre cumpăna, am
întâlnit reţea hidrografică de acelaşi ordin, am ales nodul de pornire a vectorului
care drenează suprafaţa cea mai mare a bazinului hidrografic ca punct de start
pentru calculul lungimii albiei principale.
Apelând la tehnicile amintite mai sus s-au determinat lungimile albiilor

principale şi suma lungimilor albiilor (Tab 3.3). Bazinele hidrografice cu cele mai
lungi albii principale sunt reprezentate prin bazinul hidrografic 9 şi Popeşti cu
19,15 km, respectiv 16,67 km, iar cele mai scurte albii principale, bazinul
hidrografic 22 cu 1,66 km şi bazinul hidrografic 15 cu 1,86 km.
Nu este o regulă generală ca bazinul hidrografic cu albia principală cea mai
lungă să aibă şi cea mai lungă reţea hidrografică (Tab. 3.3) şi invers, bazinul
hidrografic cu cea mai scurtă albie principală să aibă cea mai scurtă reţea
hidrografică. Cele mai mari lungimi ale albiilor principale şi secundare le-am
calculat pentru bazinul hidrografic 9 cu 28,23 km şi bazinul hidrografic 10 cu 27,
22 km, iar cele mai mici lungimi ale albiilor sunt le-am identificate cu bazinele
hidrografice 22 cu 2,84 km şi bazinul hidrografic 43 cu 2,93 km.
3.2.5 Panta medie a albiei principale
Panta medie a albiei principale am determinat-o ca raport între diferenţa de
nivel dintre cotele nodului reţelei hidrografice de tip vector, reprezentând izvorul şi
cele ale nodului reprezentând închiderea secţiunii de calcul (Hm) şi lungimea în
plan între cele două noduri (La), prin intermediul relaţiei:
H ( m)
I a ( m / Km)
=
L ( Km)
a
87
( 11)
Figura 3.9 Panta albiei principale a bazinului hidrografic 40 (panta medie 0,65%)
Utilizând relaţia (11) şi datele extrase în mod automat, reprezentând
lungimi şi altitudini (Tab. 3.3) (pe care le-am identificat prin intermediul nodurilor
de început şi final a albiei principale), am calculat panta medie a albiei principale
(Tab. 3.3). Bazinele hidrografice cu cele mai mici pante medii ale albie principale

sunt bazinele hidrografice 40 (Fig. 3.9), 34 (Fig. 3.10), iar cele mai mari pante
medii s-au calculat pe albiile bazinelor hidrografice 13 (Fig. 3.11) şi 15 (Fig. 3.12).
88
Figura 3.10 Panta albiei principale a
bazinului hidrografic 34 (panta medie
0,89%)
Pentru a scoate în evidenţă variaţia pantelor reţelei hidrografice pe
teritoriul bazinelor de recepţie, identificate cu cele mai mari pante şi cele mai
reduse pante, am realizat profile longitudinale ale albiilor principale şi secundare,
reprezentându-le grafic în funcţie de coordonatele x, z şi altitudinea acestora.
Din analiza graficelor iese în evidenţă bazinul hidrografic 34, care are
pante ale albiilor, foarte mari în sectorul superior, sector în care viiturile de versant
se vor propaga cu o viteză foarte mare, şi pante mici în sectorul inferior, spre
închiderea secţiunii de calcul, unde viteza de propagare a viiturilor de versant va
scădea, ducând la acumulări mari de volume de apă şi dezvoltarea viiturilor,
aproape exclusiv pe versanţi.
Figura 3.11 Panta albiei principale a
bazinului hidrografic 13 (panta medie
21,97%)

Figura 3.12 Panta albiei principale a
bazinului hidrografic 15 (panta medie
25,98%)
Tabelul 3.3 Caracteristicile pantelor albiilor şi versanţilor
Denumire
bazin
hidrografic
Albie principală
Altitudine
Panta
Minimă Maximă
%
(m) (m)
Lungimea
(km)
ΣL
(km)
Panta versanţilor
(în grade)
Minimă Medie Maximă
1 828.50 1090.28 5.6 4.69 6.36 0.02 7.38 43.01
2 1044.64 1402.06 5.6 6.44 9.73 0.05 15.69 47.34
3 1024.54 1318.17 8.4 3.48 5.89 0.10 11.17 33.29
4 896.97 1378.12 10.7 4.49 8.41 0.00 12.73 72.33
5 1029.88 1285.80 3.0 8.43 22.63 0.02 14.89 46.53
6 1024.86 1238.72 8.0 2.66 6.99 0.10 13.17 34.92
7 896.97 1141.19 6.0 4.05 4.84 0.00 12.10 73.64
8 896.97 1251.80 11.4 3.11 3.92 0.16 16.02 71.55
9 1111.73 1560.50 2.3 19.15 28.23 0.01 8.33 40.09
10 1045.01 1682.23 6.1 10.52 27.22 0.05 15.97 50.70
11 665.51 1235.50 12.0 4.76 9.52 0.02 7.91 47.65
12 742.85 1420.85 10.1 6.73 10.02 0.07 21.51 47.42
13 567.29 1233.11 22.0 3.03 5.50 0.44 26.53 55.31
14 548.66 1071.84 14.7 3.56 4.78 0.32 24.86 59.44
15 441.88 925.20 26.0 1.86 2.95 0.00 27.23 70.23
16 785.22 880.68 4.0 2.39 3.34 0.01 5.31 31.43
17 682.73 881.25 6.8 2.92 4.32 0.01 12.89 41.79
19 588.06 842.43 4.6 5.50 7.18 0.01 9.46 35.84
20 525.89 876.42 6.1 5.74 13.38 0.04 11.92 45.13
21 556.48 665.40 2.8 3.91 8.64 0.00 6.42 38.05
22 509.25 759.52 15.1 1.66 2.84 0.15 20.19 42.14
23 458.51 594.70 6.0 2.26 3.37 0.16 11.24 29.85
24 467.74 587.99 2.4 4.91 11.24 0.03 8.81 35.59
25 443.74 640.03 5.0 3.95 5.72 0.03 9.13 34.31
26 410.79 551.72 4.6 3.05 6.11 0.02 8.62 31.61
27 468.49 597.10 1.5 8.32 10.43 0.04 7.95 31.08
89

28 468.46 667.73 3.3 6.08 11.32 0.03 8.97 35.07
29 427.12 514.67 1.6 5.41 6.65 0.03 6.93 31.57
30 422.33 533.40 1.6 6.78 8.98 0.02 6.81 33.40
31 418.96 519.40 2.0 5.01 6.32 0.01 8.48 28.72
32 410.14 516.83 4.6 2.32 3.45 0.05 6.46 23.51
33 428.90 474.90 2.1 2.21 3.02 0.03 4.76 20.37
34 428.40 464.08 0.9 4.00 5.78 0.01 4.56 19.31
35 425.80 462.11 1.1 3.40 5.57 0.02 4.43 23.13
36 384.60 494.60 2.8 3.95 6.61 0.07 8.47 33.04
37 375.02 519.64 4.6 3.14 4.57 0.08 8.49 30.71
38 372.61 587.60 1.8 6.53 9.83 0.05 8.87 33.38
39 366.70 558.28 4.1 4.70 5.32 0.06 8.10 30.42
40 340.00 639.78 0.6 4.61 6.62 0.10 7.27 21.88
41 378.46 598.10 4.5 4.84 6.15 0.05 9.15 35.22
42 359.37 552.82 4.5 4.33 6.87 0.01 7.73 30.75
43 481.11 551.49 2.9 2.46 2.93 0.01 7.32 28.81
44 405.49 615.26 5.4 3.89 5.41 0.06 8.49 31.83
45 534.46 753.71 9.4 2.34 3.85 0.08 15.46 37.78
46 451.94 910.59 13.7 3.36 5.59 0.11 24.67 47.32
47 610.10 834.78 4.3 5.17 12.45 0.00 8.17 33.51
48 1147.86 1478.78 3.7 8.94 10.87 0.04 13.48 40.24
Beliş 1030.12 1359.05 3.6 9.06 16.89 0.01 13.79 41.92
Chinteni 316.03 487.85 1.3 13.08 13.08 0.02 6.85 29.65
Feneş 553.51 1074.59 7.5 6.97 8.98 0.07 20.74 52.71
Gârbău 376.41 532.49 3.0 5.25 6.43 0.06 10.45 33.77
Irişoara 1111.84 1496.12 5.3 7.28 12.17 0.05 10.49 46.24
Leşu 564.71 1000.73 7.8 5.57 10.23 0.08 23.78 51.99
Popeşti 343.31 514.33 1.0 12.67 16.20 0.01 6.97 28.86
Răcătău 1147.19 1365.78 1.6 13.87 25.25 0.02 13.18 49.48
Râşca 484.58 1310.50 7.4 11.17 19.42 0.02 20.65 51.41
Şard 397.73 478.52 1.1 7.66 11.78 0.00 6.95 31.73
Şomtelecu 406.86 495.77 1.0 9.13 12.91 0.00 6.90 37.61
Căpuş 607.14 916.57 2.8 10.97 26.15 0.01 6.68 35.10
3.2.6 Determinarea pantei versanţilor
Panta îndeplineşte funcţia de noţiune geometrică, fiind o expresie
cantitativă (ca valoare matematică materializată pe teren printr-un potenţial
dinamic, care între anumite limite asigură deplasarea materialelor care sunt
mobile), dar şi calitativă (în sensul transformărilor care le condiţionează, rezultând
procese şi forme distincte în peisajul geografic) Irimuş şi colab. (2005).
Componenta care cu cea mai mare influenţă asupra scurgerii maxime, din
punct de vedere a reliefului, este reprezentată de panta versanţilor, ca suprafaţă de
geneză a viiturilor de versant, în ceea ce priveşte panta drumului parcurs de
şuvoaiele de apă pe suprafaţa versanţilor.
În ceea ce priveşte categoriile de pantă utilizate, acestea variază foarte
mult, în funcţie de scopul pentru care se utilizează analiza acestora. Pentru
determinarea categoriilor de pantă care influenţează scurgerea maximă s-au ales
categoriile de pantă propuse de Irimuş şi colab. (2005), cu modificări.
90

Tabelul 3.4 Categorii de pantă după Irimuş şi colab. (2005), cu modificări
Geodeclivitate Tipul suprafeţei
0,1 0 - 2 0 Uşor înclinată
2,1 0 - 5 0 Moderat înclinată
5,1 0 – 15 0 Înclinată
15,1 0 - 35 0 Înclinare accentuată
> 35 0
Puternic înclinată +
abruptă
Morfodinamica contemporană corelată cu
tipul de utilizare antropică
... dar cu risc asumat de inundaţii în cazul
luncilor ...
... solifluxiuni, curgeri noroioase, alunecări
de teren superficiale şi liniară (şiroire) ...
... pluviodenudaţie, alunecări de teren,
curgeri noroioase ... şiroire, ravenaţie, torenţi
...
... ravenaţie ... se practică lucrări de corectare
a ravenelor şi torenţilor ...
Procese geomorfologice gravitaţionale:
necesită studii de risc geomorfologic,
climatic
Softurile geoinformaţionale pun la dispoziţia utilizatorului un mod foarte
simplu de calcul a pantei versanţilor. Prin intermediul submeniului slope a
extensiilor de analiză spaţială grid, am realizat calculul pantei în grade şi procente,
utilizând un grid, DEM, ca bază de date de calcul. Calculul pantei utilizând DEM
presupune găsirea schimbării maxime de pantă între o celulă a grid-ului şi celulele
învecinate ei, celula analizată va primi o valoare de pantă, în funcţie de panta şi
poziţia celorlalte celule învecinate.
Rezultatul analizei pe care am realizat-o, de tip grid, a pantei este tot un
grid, a cărui celule au aceeaşi rezoluţie cu rezoluţia DEM-ului pe care l-am
introdus în ecuaţia de calcul, grid asupra căruia am intervenit în procesul de
reclasificare, interogare spaţială şi modelare a realităţii morfometrice, în ceea ce
priveşte modelarea viiturilor de versant.
Figura 3.13 Panta versanţilor A-bazinul hidrografic 35 (panta medie 4,43 0 )
B-bazinul hidrografic 34 (panta medie 4,56 0 )
91

Figura 3.14 Panta versanţilor A-bazinul hidrografic 13 (panta medie 26,33 0 )
B-bazinul hidrografic 15 (panta medie 27,23 0 )
Creşterea vitezei de scurgere a apei pe versanţi corespunde, cu totul, pantei
versantilor. Cu cât panta versanţilor este mai mare, cu atât viteza de scurgere a apei
este mai mare, cele mai mari pante medii care le-am generat pe bazinele
hidrografice analizate, sunt identificate pe bazinul hidrografic 13 (Fig. 3.14, Planşa
2), bazinul hiodrografic 15 (Fig. 3.14, Planşa 2), cu atât viteza de scurgere a apei
este mai mare şi timpul de concentrare mai mic şi cu cât panta medie a versanţilor
este mai mică, bazinul hidrografic 35 (Fig. 3.13, Planşa III), bazinul hidrografic 34
(Fig. 3.13, Planşa III), cu atât viteza de scurgere a apei pe versanţi este mai mică şi
timpul de concentrare mai mare, debitul maxim fiind influenţat de procesele de
infiltrare şi evaporaţie.
În urma analizei întregii baze de date a bazinelor hidrografice luate în
calcul, din punct de vedere a distribuţiei categoriilor de pantă am observat creşterea
pantelor în intervalul 0 0 -15 0 , după care o scădere a lor în intervalul 15,1 0 – pante
mai mari de 35 0 după o lege polinomială de gradul 2 (Fig. 3.15).
Suprafaţa (km 2 )
400
350
300
250
200
150
100
50
0
74,508
130,7
92
372,586
183,691
y = -63,656x 2 + 374,27x - 268,36
R 2 = 0,7507
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Figura 3.15 Variaţia pantei versanţilor
9,684

Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
3
2
1
0
15
10
6
5
4
3
2
1
0
5
0
5
4
3
2
1
0
0,8
0,6
0,4
0,2
0
2,5
1,5
0,5
3
2,5
2
1,5
1
0,5
0
2
1
0
2
1,5
1
0,5
0
Bazinul nr. 1
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 4
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 7
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 10
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 13
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 16
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 20
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 23
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Suprafaţa (km 2 )
8
6
4
2
0
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
20
15
10
5
0
2,5
2
1,5
1
0,5
5
4
3
2
1
0
5
4
3
2
1
0
1,5
0,5
Suprafaţa (km 2 )
1
0
0
3
2,5
2
1,5
1
0,5
0
8
6
4
2
0
PLANŞA II
Bazinul nr. 2
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 5
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 8
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 11
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 14
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 17
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 21
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 24
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
3
2
1
0
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
4
3
2
1
0
40
30
20
10
8
6
4
2
0
Suprafaţa (km 2 )
0
2
1,5
1
0,5
3
2,5
2
1,5
1
0,5
0
0
1,5
1
0,5
0
2
1,5
1
0,5
0
Bazinul nr. 3
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Bazinul nr. 6
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Bazinul nr. 9
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 12
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 15
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 19
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 22
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 25
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)

Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
4
3
2
1
0
2
1,5
1
0,5
5
4
3
2
1
0
0
2,5
1,5
0,5
10
Suprafaţa (km 2 )
8
6
4
2
0
3
2
1
0
10
8
6
4
2
0
3
2,5
2
1,5
1
0,5
0
Bazinul nr. 26
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Bazinul nr. 29
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Bazinul nr. 32
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Bazinul nr. 35
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Bazinul nr. 38
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Bazinul nr. 41
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 44
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Suprafaţa (km 2 )
6
5
4
3
2
1
0
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
6
5
4
3
2
1
0
10
8
6
4
2
0
8
6
4
2
0
1,5
1
0,5
6
5
4
3
2
1
0
6
5
4
3
2
1
0
Suprafaţa (km 2 )
Bazinul nr. 47
0
Bazinul nr. 27
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Bazinul nr. 30
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Bazinul nr. 33
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Bazinul nr. 36
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Bazinul nr. 39
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Bazinul nr. 42
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
1,5
0,5
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
2
1
0
PLANŞA III
Bazinul nr. 45
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Suprafaţa (km 2 )
10
8
6
4
2
0
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
1,5
1
0,5
0
12
10
8
6
4
2
0
6
5
4
3
2
1
0
4
3
2
1
0
Suprafaţa (km 2 )
Bazinul nr. 48
8
6
4
2
0
8
6
4
2
0
2,5
1,5
0,5
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 28
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Bazinul nr. 31
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Bazinul nr. 34
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Bazinul nr. 37
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Bazinul nr. 40
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Bazinul nr. 43
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
2
1
0
Bazinul nr. 46
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)

Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
12
10
8
6
4
2
0
8
6
4
2
0
10
8
6
4
2
0
15
10
5
0
Beliş
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Feneş
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Leşu
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Râşca
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
20
15
10
10
8
6
4
2
0
5
0
25
20
15
10
5
0
12
10
8
6
4
2
0
PLANŞA IV
Căpuş
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Gârbău
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Popeşti
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Sard
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
Suprafaţa (km 2 )
30
25
20
15
10
5
0
15
10
5
0
25
20
15
10
5
0
15
10
5
0
Chinteni
0-2 2,1-5 5,1-15 >15,1
Panta (gr.)
Irişoara
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Răcătău
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)
Şomtelec
0-2 2,1-5 5,1-15 15,1-35 >35
Panta (gr.)

Pentru a putea trage o concluzie cu privire la semnificaţia categoriilor de
pantă de pe suprafaţa bazinelor hidrografice studiate, am apelat la analiza statistică
de frecvenţă de apariţie a caracteristicilor.
Curba de frecvenţă cu cele mai bune caracteristici, care aproximează
variaţia valorilor calculate pe suprafeţele de studiu este reprezentată de curba
polinomoală de gradul doi care aproximează toate valorile pantelor între suprafaţa
minimă mai mare de 0 km 2 , până la cea maximă de 372 km 2 . Forma curbei de
analiză a frecvenţei este cea, după Imbroane (2007), moderat-asimetrică (oblică)
care aproximează frecvenţele grupelor de pante care descresc cu mare rapiditate
într-o parte şi mai lent în cealaltă parte, acest caz fiind cazul cel mai întâlnit. Acest
tip de aproximare şi repartiţie a valorilor de pantă în funcţie de suprafaţă este unul
teoretic, putând fi folosit doar pentru analize conceptuale şi de reprezentare.
În ceea ce priveşte
suprafeţele totale ocupate de
fiecare categorie de pantă, am
observat, analizând figura 3.16 că,
categoriile de pantă prezente în
suprafaţa cea mai mică sunt cele
mai mari de 35 0 , urmate de cele
între 0 0 -2 0 cu 10% şi cele între
2,1 0 -5 0 cu o suprafaţă de 17% din
cea totală.
Suprafeţele cele mai mari
din suprafaţa totală sunt ocupate
de pantele cuprinse în intervalul
15,1 0 -35 0 cu 24% şi 5,1 0 -15 0 cu
48%, intervale identificate, din
punct de vedere a clasificării
pantelor, cu categorii de pante
propice pentru formarea viiturilor
de versant, de unde putem trage concluzia că pe întreaga suprafaţă a bazinelor
hidrografice luate în calcul se poate vorbi de fenomene de torenţialitate şi bazinele
pot fi încadrate în categoria bazinelor torenţiale.
În urma analizei caracteristicilor geometrice şi morfometrice ale bazinelor
hidrografice am scos în evidenţă două bazine cu potenţial mare de formare a
viiturilor de versant.
Bazinul hidrografic 13 este caracterizat de o suprafaţă mică a bazinului de
recepţie 7,09 km 2 având un coeficient de circularitate de 1,48, cel mai mic dintre
bazinele hidrografice, panta medie a albiei principale 21,97%, panta medie a
versanţilor 23,53 0 şi bazinul hidrografic 15 cu o suprafaţă de 2,01km 2 , coeficient de
circularitate 1,66, panta albiei principale 25,98%, panta medie a versanţilor,
încadrată în categoria de pantă care produce efecte de viitură, 27,23 0 , ambele
bazine hidrografice fiind situate în unitatea majoră de relief montană şi de tranziţie
93
5,1-15
48%
2,1-5
17%
0-2
10%
15,1-35
24%
Figura 3.16 Suprafeţe ocupate de
categorii de pantă
>35
1%

cu o diversitate mare a componentei vegetale şi utilizare a terenului; toate acestea
duc la concluzia că aceste două bazine hidrografice ar putea fi cele mai vulnerabile
la înregistrarea unei ploi de intensitate mare.
Metodologia de calcul a debitului maxim în bazine hidrografice mici
presupune pe lângă cuantificarea şi analiza caracteristicilor morfometrice ale
teritoriilor bazinelor hidrografice şi cuantificarea şi analizarea caracteristicilor
fizico-geografice, ca suport a apariţiei şi propagării scurgerii maxime.
Caracteristicile fizico-geografice care au un impact mare asupra scurgerii
şi nu pot fi excluse din ecuaţia generală de calcul a debitelor maxime în bazine
hidrografice mici sunt: vegetaţia ca tipuri şi grad de extindere în bazin, şi solurile.
Se fac cercetări atât în ţările Uniunii Europene cât şi în România, pentru a
se afla care dintre componentele vegetale (Fig.3.17) influenţează într-un mod
definitoriu mărimea debitului de pe teritoriul bazinului hidrografic.
Efectele vegetaţiei asupra scurgerii le-am analizat, analiza pornind de la
trei mari categorii: efectul pădurilor, efectul terenurilor înţelenite şi sau inierbate,
efectul terenurilor cultivate, categorii de vegetaţie care le-am utilizat pentru
definitivarea modelului, SCS-CN, model de determinare a scurgerii maxime.
3.2.7 Gradul de împădurire (Fig.3.18) îşi manifestă influenţa asupra
scurgerii maxime prin schimbarea regimului precipitaţiilor atmosferice, condiţiilor
de evaporare şi scurgere pe versant. Pădurile contribuie, în mare măsură, la
regularizarea debitelor maxime, creşterea debitelor minime şi micşorarea debitelor
medii cu efecte pozitive şi negative asupra scurgerii.
23%
22%
6%
94
49%
Figura 3.17 Structura covorului vegetal
Păduri
Terenuri Cultivate
Terenuri inţelenite
Alt tip

Efectele pozitive ale etajului de pădure sunt apreciate prin faptul că
pădurea favorizează căderea precipitaţiilor prin crearea curenţilor ascensionali care
ridică o mare parte din cantitatea de apă evaporată la nivelul solului; pădurea
micşorează insolaţia, micşorând astfel evaporarea apei din sol datorită încălzirii
mai lente a solului, apreciindu-se că în pădurile de conifere evaporaţia scade cu
30%-40%, iar în pădurile de foioase scade cu 50%-55% în comparaţie cu terenurile
dezgolite de vegetaţie. Un efect important este acela că pădurile reţin şi încetinesc
ritmul de topire a zăpezii în unele zone cu aproape o lună, favorizând, astfel,
infiltrarea în sol şi reducerea, ca mărime, a viiturilor compuse.
Dintre efectele negative pe care vegetaţia le are asupra scurgerii maxime se
poate aminti reducerea precipitaţiilor căzute pe sol datorită influenţei coronamentului
arborilor care păstrează o parte din precipitaţii rămân pe frunze şi contribuie la
evaporaţie mai uşor. Un alt efect negativ poate fi considerat acela că pădurea
provoacă pierderi foarte mari ale apei din sol prin intermediul evapotranspiraţiei
micşorând, în acest fel, rezerva de apă subterană, iar creşterea infiltraţiei pe unele
soluri specifice, de pădure, duce la micşorarea debitului superficial.
23%
22%
6%
49%
Păduri de amestec Păduri de conifere Păduri de foioase Tufişuri de tranziţie Terenuri Cultivate Terenuri înţerenite Alt tip
97
23%
Figura 3.18 Extinderea suprafeţelor ocupate de pădure
Dacă pădurea reduce sau nu nivelul maxim al viiturilor şi dacă reduce
efectul acestor creşteri, este o problemă la care nu se poate da un răspuns general.
În principal pădurea acţionează în scopul, sensul, coborârii nivelelor maxime ale
viiturii, uneori poate să le ridice. Dacă prin intermediul stratului arbustiv se
încetineşte procesul de topire a zăpezilor, atunci se acţionează în scopul reducerii
6%
2%
18%

viiturilor de primăvară. Dacă se consideră bazinul de recepţie bine definit, este
adesea posibil de determinat, în ce măsură inundaţiile sunt influenţate de gradul de
împădurire.
Categoria predominantă de pădure este cea de pădure de conifere, 23% din
totalul teritoriilor ocupate de pădure compactă care apare în zona izvoarelor celor
două Someşe, dar şi pe versanţii abrupţi ai Someşului Cald, cu o întindere până la
contactul cu zona deluroasă de tranziţie.
Pădurile de foioase cu o extindere procentuală de 18%, sunt localizate
preponderent în zona de dealuri, la intrarea Someşului în Depresiunea
Transilvaniei. Pădurile de amestec, foioase-conifere, tufişurile de tranziţie, ocupă
suprafeţe relativ restrânse, 6% prima categorie şi 2% cea de-a doua categorie.
Pădurea este prezentă, aproape, pe suprafaţa tuturor bazinelor hidrografice
pe care le-am analizat, identificându-se suprafeţe cu extindere maximă în bazinele
hidrografice Răcătău cu 34,44 km 2 şi bazinul hidrografic 9 cu o suprafaţă de 48,07
km 2 (Tab. 3.5) din totalul terenurilor. Bazinele hidrografice pe teritoriul cărora
pădurea îşi manifestă influenţa în mai mică măsură, sunt reprezentate de bazinul
hidrografic 33 cu o suprafaţă acoperită de păduri de 0,14 km 2 şi 32 cu 0,094 km 2
(Tab. 3.5) din totalul suprafeţei acoperită de pădure.
Influenţa pădurilor asupra scurgerii este un proces complicat şi complex,
concluziile trase pe baza cercetărilor în teren concretizându-se mai mult în
propuneri teoretice. Rolul pozitiv al pădurilor, în decursul unui an, este de
necontestat, acesta manifestându-se prin micşorarea debitului maxim şi egalizarea
repartiţiei scurgerii, în regiunile acoperite cu păduri efectele şi mărimea
inundaţiilor care au ca geneză topirea zăpezilor vor fi mai mici.
3.2.8 Gradul de acoperire cu terenuri înţelenite şi înierbate
Analizând efectele pe care terenurile înţelenite şi/sau înierbate le au asupra
scurgerii putem afirma, de la început, că nu se poate conta pe încetinirea ritmului
de topire a zăpezii, de intercepţie a precipitaţiilor şi reducere a infiltraţiei.
Efectele pozitive pe care le au asupra scurgerii se conturează prin aceea că
frânează scurgerea superficială datorită rugozităţii mărite a terenului, micşorează
evapotranspiraţia prin împiedicarea insolării directe a solului şi infiltraţia este mai
accentuată datorită scurgerii lente şi solului, care este format ca structură sub acest
tip de vegetaţie.
Efectele negative sunt mai mici în ceea ce privesc terenurile înţelenite şi sau
înierbate, ele manifestându-se prin mica cantitate sau cantitate zero de precipitaţii
interceptate de frunze, care mai apoi să contribuie la o evaporare rapidă şi rădăcinile
fiind mai puţin adânci contribuie mult mai puţin la extragerea apei din sol.
În categoria acestor tipuri de terenuri intră: păşunile naturale şi fânaţele
(Fig. 3.19). Din analiza datelor de extindere teritorială se poate observa faptul că
extinderea teritorială cea mai mare o au păşunile naturale, 20%. Localizarea
98

acestora în zonele montane, face ca să fie unul din principalele subcomponente
vegetale care influenţează procesul de scurgere.
Celelalte subcategorii vegetale, fânaţele şi zonele urbane verzi ocupă
suprafeţe relativ restrânse 2% şi 0,1% din totalul zonei vegetale. Suprafeţele
identificate ca fâneţe au cea mai mare extindere teritorială în zonele culoarelor de
vale şi tranziţie, zone care se suprapun peste forme de relief de dealuri puţin înalte
cu pante, relativ, moderate, iar zonele urbane verzi au fost identificate în arealele
urbane, parcuri din oraşul Cluj-Napoca, având influenţă zero asupra scurgerii
deoarece bazinele hidrografice luate în studiu nu se identifică în acest teritoriu.
49%
22%
6%
23%
Păduri Terenuri Cultivate Fânaţe Zone urbane verzi Păşuni naturale Alt tip
Figura 3.19 Extinderea teritorială a terenurilor înierbate
Analizând gradul de acoperire a bazinelor hidrografice cu terenuri
înţelenite şi/sau înierbate, am observat că bazinele hidrografice 15, cu o suprafaţa
influenţată de 0,004 km 2 şi bazinul hidrografic 35 cu 0,06 km 2 (Tab. 3.5) sunt
influenţate cel mai puţin, iar asupra bazinelor hidrografice 9 cu 19 km 2 şi Căpuş cu
14,93 km 2 se resimte o influenţă accentuată a terenurilor înţelenite şi/sau înierbate
asupra scurgerii maxime.
3.2.9 Ponderea terenurilor cultivate
Terenurile cultivate (Fig. 3.20) au efecte asupra scurgerii, care se
materializează prin faptul că, scurgerea superficială este înlesnită în funcţie de tipul
şi realizarea arăturii pe pantă, evapotranspiraţia pe terenurile cultivate cu plante
prăşitoare este mare şi se micşorează infiltraţia, cauza principală fiind distrugerea
99
0,1%
2%
20%

structurii de sol. Din cadrul categoriei de terenuri cultivate fac parte culturile de
cereale şi plante prăşitoare, culturile agricole şi culturile de leguminoase.
Influenţa terenurilor cultivate se resimte, mai intens, prin intermediul
terenurilor agricole cu pâlcuri de pădure (după CORINE Land Cover 2000), în
mare parte, terenuri arabile având o extensiune teritorială de 11%, urmate de
cereale 8%, restul de 3 % reprezentat de legume 2% şi culturi agricole 1% fiind de
o importanţă mai mică. Terenurile agricole şi legumele, sunt identificate teritorial
ca fiind livezi situate în intravilan şi parţial extravilan, cu o mare varietate de
culturi agricole, modul de utilizare al acestor parcele fiind schimbat de la an la an.
49%
23%
6%
22%
Păduri Cereale Culturi agricole Legume Terenuri agricole cu pâlcuri de pădure Terenuri înţelenite Alt tip
Figura 3.20 Extinderea teritorială a terenurilor cultivate
Influenţa minimă a terenurilor cultivate asupra scurgerii maxime se resimte
asupra bazinelor hidrografice 44 şi 8, manifestându-se pe o suprafaţă de 0,002 km 2 ,
respectiv 0,005 km 2 din suprafaţa totală a bazinelor respective (Tab. 3.5). Suprafeţe
extinse din punct de vedere a manifestării influenţei terenurilor cultivate asupra
scurgerii maxime, am calculat pe teritoriul bazinelor hidrografice Popeşti cu
23,36 km 2 şi Chinteni cu 30,25 km 2 (Tab. 3.5).
Urmărind extinderea unitară a grupărilor mari, vegetale (Fig. 3.17),
observăm, suprafeţe foarte mari ocupate de o categorie, pădure 49% urmată de
terenuri înţelenite şi culturi agricole 23%, respectiv 22% din suprafaţă şi alt tip de
terenuri, teritorii construite, suprafeţe lacustre etc., 6%. Extensiunea mare a primei
categorii şi relativ egală a celorlalte două categorii principale, determină un
coeficient de scurgere să fie foarte variat pe întreaga suprafaţă, la fel, calculându-se
şi debite maxime foarte variate, în funcţie de acesta.
100
2%
1%
8%
11%

Denumire
bazin
hidrografic
Tabelul 3.5 Ponderea suprafeţelor, vegetaţie şi grup hidrologic de sol
Suprafaţa
(km 2 )
Vegetaţia (suprafeţe km 2 /bazin)
Pădure
Terenuri
înţelenite/
înierbate
101
Terenuri
cultivate
Grupe hidrologice de sol
(suprafeţe km 2 /bazin)
A B C D
1 7.14 1.43 5.47 0.25 0 7.07 0.06 0
2 15.23 14.43 0.79 0 0.41 3.77 11.03 0
3 4.58 4.32 0.26 0 0.15 0.12 4.30 0
4 7.89 7.56 0.32 0 0.26 3.12 4.50 0
5 31.36 30.59 0.63 0 7.34 23.93 0 0
6 6.21 6.06 0.15 0 0.07 6.14 0 0
7 5.85 4.47 0.52 0.81 0 3.77 2.04 0
8 4.26 4.25 0 0.005 0.20 4.05 0 0
9 67.09 48.07 19 0 25.81 41.23 0 0
10 29.50 27.67 1.72 0 0.66 14.54 14.12 0
11 8.45 0.63 7.71 0.09 0.38 8.06 0 0
12 11.97 10.43 1.49 0 4.11 7.84 0 0
13 7.09 6.71 0.36 0 2 5.09 0 0
14 5.60 4.94 0.64 0 0.11 5.48 0 0
15 2.01 1.99 0.004 0.006 0.006 2 0 0
16 2.10 0 1.97 0.12 0 2.10 0 0
17 4.17 0.73 1.80 1.66 0 4.17 0 0
19 6.59 5.07 1.40 0.08 0 1.56 0 5.01
20 7.40 2.20 2.19 3.008 0 1.63 0 5.74
21 7.28 0.33 3.08 3.88 0 0 1.35 5.93
22 1.79 1.36 0.39 0.01 0 0 1.45 0.33
23 2.42 1.02 1.30 0.09 0.10 0 2.31 0
24 13.13 1.94 3.98 7.18 0 0 12.58 0.49
25 3.50 0.32 0.15 3.01 0.57 0 2.82 0.09
26 3.70 0.49 1.91 1.29 1.29 0 2.19 0.20
27 15.29 3.10 3.68 8.44 0 0 0 15.22
28 19.68 0.74 3.08 15.80 0 0 0.26 19.37
29 7.62 2.45 1.23 3.88 0 0 1.83 5.72
30 14.27 1.25 3.01 10.002 0.09 0 8.96 5.25
31 10.46 1.17 0.14 9.16 0.17 0 4.86 5.42
32 3.93 0.09 0.93 2.90 0.0004 0 2.15 1.73
33 2.96 0.14 0.22 2.56 0 0 2.93 0
34 12.28 1.61 2.66 8.03 0 0 4.49 7.84
35 7.89 0.18 0.06 7.59 0 4.65 3.02 0
36 8.97 2.28 1.47 5.25 0.04 0 3.65 5.29
37 5.40 1.01 1.86 2.51 0.18 0 3.01 2.22
38 14.90 3.91 5.12 5.84 1.90 0 12.07 0.90
39 8.88 0.99 1.36 6.54 0.52 0 1.10 7.23
40 7.94 2.11 1.22 4.58 0 0 2.45 5.47
41 11.65 10.94 0.64 0 0 0 5.78 5.79
42 11.05 2.68 2.34 6.04 1.44 0 0 9.63
43 2.95 1.23 0.24 1.45 0 0 2.26 0.66

44 4.15 2.36 1.75 0.002 0.87 2.08 0 1.21
45 3.15 1.91 1.23 0 0 3.12 0 0.02
46 3.09 1.97 1.09 0 0.30 2.78 0 0
47 11.32 6.04 4.44 0.86 0 4.45 0 6.82
48 18.38 17.27 1.09 0 6.94 11.43 0 0
Beliş 25.82 25.80 0 0 7.29 18.50 0 0
Chinteni 44.21 2.39 10.78 30.85 7.91 0 7.92 28.36
Feneş 10.06 5.44 4.06 0.49 0 9.53 0 0.48
Gârbău 14.69 7.85 5.99 0.81 0 0 6.02 8.62
Irişoara 19.70 16.13 3.51 0 4.96 14.71 0 0
Leşu 12.35 7.16 5.006 0.18 0.59 11.75 0 0
Popeşti 34.57 6.37 4.82 23.36 6.39 0 2.89 25.18
Răcătău 41.60 34.44 7.05 0 13.84 27.67 0 0
Râşca 20.41 13.57 6.80 0 1.31 19.06 0 0
Şard 19.34 7.97 3.35 8 0.27 0 0 19.04
Şomtelecu 23.10 5.84 4.72 12.47 0.43 0 0 22.62
Căpuş 33.18 2.26 14.93 15.88 0 12.26 0 20.74
3.2.10 Ponderea grupelor hidrologice de sol
Prin numeroasele lui caracteristici, solul are o influenţă directă asupra
scurgerii, deoarece reprezintă elementul principal al mediului în care se formează.
Datorită proprietăţilor sale fizice şi fizico-mecanice (textură, structură,
capacitate de infiltraţie etc) şi o cantitate mare de precipitaţii poate provoca o scurgere
ridicată. Astfel, solurile permeabile permit infiltrarea mai intensă, contribuie la mărirea
rezervelor de apă subterane, şi astfel la o alimentare mai uniformă a râurilor. De
asemenea, solul este la rândul său influenţat de mediul hidric, utilizarea neraţională a
terenurilor conducând la generarea de procese erozionale.
Diferenţierea învelişului de sol şi distribuţia solurilor din bazinul
hidrografic superior al Someşului Mic se află în strânsă legătură cu formele de
relief, substratul litologic şi cu condiţiile de climă şi vegetaţie, la care se adaugă o
serie de particularităţi locale.
Spre deosebire de solurile evoluate în ecosistemele forestiere, mult mai
stabile, cele din ecosistemele agricole au suferit transformări profunde, în cele mai
multe cazuri transformări cu caracter negativ.
În funcţie de structură, textură, formele de relief pe care s-au format şi
evoluează tipurile de sol, în cadrul modelelor G.I.S., hidrologice, acestea sunt
împărţite în mai multe grupe hidrologice. Pentru definirea şi realizarea modelelor
de implementare G.I.S. în modelarea viiturilor de versant, am realizat o împărţire a
categoriilor de sol în patru grupe principale, în funcţie de capacitatea de infiltrare a
apei, grupele A, B, C, D.
Solurile din grupa A sunt reprezentate de soluri cu un grad ridicat de
infiltrare, fiind materializate, în teritoriu prin intermediul podzolurilor,
aluvisolurilor litice şi tipice.
102

Cernoziomurile sunt specifice sectorului de silvostepă aferent Câmpiei
Transilvaniei. Condiţiile bioclimatice de formare a acestor soluri sunt reflectate în
regimul hidric, un regim hidric anual deficitar, numai periodic trans-percolativ şi o
vegetaţie de pajişte încheiată, în mare parte prin de culturi.
Suprafeţele cele mai extinse, pe care grupa hidrologică A îşi manifestă
influenţa asupra scurgerii maxime sunt calculate pentru bazinele hidrografice
Răcătău cu 13,84 km 2 şi 9 cu 25,81 km 2 (Tab. 3.5), iar suprafeţele minime, ca
influenţă, le-am calculat pentru bazinele hidrografice 15 cu 0,006 km 2 şi 32 cu
0,0004 km 2 (Tab. 3.5) din totalul suprafeţei bazinale.
Grupa hidrologică B este reprezentată prin intermediul solurilor care au un
grad mediu de infiltrare a apei. Tipurile de sol caracteristice pentru această grupă
sunt reprezentate de districambosolurile litice, tipice, prepodzolurile litice şi tipice.
Prepodzolurile sunt asociate uneori cu podzolurile tipice întâlnindu-se în
sectoarele cele mai înalte ocupând areale mai întinse în etajul molidişurilor şi etajul
subalpin din bazinul superior al Someşului Mic. Textura grosieră nediferenţiată pe
profil favorizează drenajul intern rapid, spre deosebire de cel extern care depinde
într-o bună măsură de topografia terenului.
Districambosolurile sunt caracteristice Bazinului superior Someşul Mic
(aria montană), ocupând suprafeţe mai însemnate pe versanţii cu o mare diversitate
de grade de declivitate. Au evoluat, fie sub o vegetaţie forestieră de răşinoase (sau
mixtă, răşinoase-fag), fie sub o vegetaţie de pajişti secundare. Datorită climatului
umed şi răcoros şi texturii mijlocii pe tot profilul, regimul hidric este percolativ
repetat cu reflectate într-un drenaj intern şi extern bun al acestor soluri.
Bazinele hidrografice pe care se exercită influenţa cea mai mare a grupei
hidrologice B le-am identificat ca fiind bazinul hidrografic Răcătău cu 27,67 km 2 şi
9 cu 41,23 km 2 , iar suprafeţele cu influenţă minimă le-am calculat pentru bazinele
hidrografice 19 cu 1,56 km 2 şi 3 cu o suprafaţă der 0,12 km 2 (Tab. 3.5) din totalul
suprafeţelor de drenaj.
Grupa hidrologică C este reprezentată de solurile cu o capacitate scăzută de
infiltrare, fiind reprezentate de: eutricambosolurile tipice, rodice, faeoziomuri
tipice şi rendzine.
Eutricambosolurile fac parte din clasa cambisoluri. Au evoluat mai mult pe
versanţii slab înclinaţi cu drenaj intern şi extern bun, echilibrat, aceasta şi datorită
texturii mijlocii nediferenţiată pe profil.
Faeoziomurile se întâlnesc aproximativ în aceleaşi areale cu
cernoziomurile, evoluate sub o vegetaţie lemnoasă (iniţială). Desfăşurarea mai
intensă a proceselor de solificare conduce la o mai mare diferenţiere a profilului de
sol. Astfel, în unele cazuri, alterarea intensă însoţită de o migrare a argilei pe
profilul solului este însoţită de o serie de schimbări în regimul aerohidric. Această
diferenţiere texturală, care este mult mai intensă în cazul luvosolurilor, se reflectă
negativ în drenajul intern al solurilor respective, drenajul extern având o pondere
mult mai însemnată.
Grupa hidrologică C are o manifestare predomonantă pe teritoriul
bazinelor hidrografice 24, calculând o suprafaţă de 12,58 km 2 din totalul suprafeţei
103

azinului şi 10 cu 14, 12 km 2 (Tab. 3.5), iar manifestarea scăzută am identificat-o
pe teritoriul bazinelor hidrografice 28 cu 0,26 km 2 şi 1 cu 0,06 km 2 (Tab. 3.5).
Solurile cu o capacitate foarte mică de infiltrare le-am inclus în categoria
D, fiind identificate prin intermediul luvosolurilor albice şi tipice, hidrisolurile.
Luvosolurile au o extindere mare pe teritoriul bazinului hidrografic
Someşul Mic, cu o extensiune mai mare în cadrul sectorului de deal şi podiş.
Climatul mai umed, drenajul extrem de deficitar, materialul parental sărac în
elemente bazice, face ca aceste soluri să aibă un regim hidric permanent
transpercolativ. Luvosolurile evoluate pe suprafeţe relativ plane sunt afectate, în
general, de exces de umiditate, iar cele de pe terenurile situate pe pante, cu diferite
grade de înclinare sunt expuse eroziunii de suprafaţă (drenajul extern dominând
drenajul intern).
Hidrisolurile sunt solurile hidromorfe, afectate de un exces prelungit sau
permanent de umiditate, au o slabă reprezentare în cadrul teritoriului, dintre ele
remarcându-se prezenţa pe spaţii mai semnificative a gleisolurilor cantonate în
sectorul de luncă a Someşului Mic (sau a afluenţilor acestuia). Relieful plan,
textura argiloasă pe aproape întreg profilul, fac ca aceste soluri să aibă un drenaj
intern împiedecat, cu repercusiuni negative asupra celorlalte proprietăţi fizice şi
fizico-mecanice.
Categoria de sol D îşi manifestă influenţa maximă asupra scurgerii pe
teritoriul bazinelor hidrografice Popeşti cu 25,18 km 2 şi Chinteni cu 28,36 km 2
(Tab. 3.5), influenţa minimă exercitându-se asupra bazinelor hidrografice 25 cu
0,09 km 2 şi 45 cu 0,02 km 2 (Tab. 3.5) din totalul suprafeţelor bazinale.
În afara tipurilor de soluri amintite, care au ponderea cea mai mare în
teritoriu, se mai întâlnesc, pe areale insulare, disjuncte şi alte tipuri de soluri care
sunt incluse în clasa solurilor neevoluate (după noul sistem taxonomic, protisoluri
şi entiantrosoluri), între acestea remarcându-se: litosolurile, regosolurile,
erodosolurile şi aluviosolurile. Sunt răspândite atât în zona de munte, cât şi în cea
de deal şi podiş, unde prezenţa lor nu este legată de condiţiile bioclimatice, ci de un
complex de factori locali (litologic, geomorfologic). Exceptând solurile aluviale
(aluviosolurile), celelalte categorii de soluri sunt evoluate pe versanţi puternic
înclinaţi, pe interfluvii înguste, au un profil slab dezvoltat datorită ratei denudării
care o depăşeşte mult pe cea a bioacumulării. Aceste condiţii de pedogeneză se
reflectă în drenajul extern foarte rapid, iar cel intern foarte scăzut.
După structura lor solurile pot fi clasificate în două mari categorii: soluri cu
structură, sau structură granulară, fiind acele soluri formate din granule separate, cu
diametre de 1-10mm şi soluri fără structură formate din particule fine, mai mici de
1mm, acestea se saturează mai repede de apă, în stratul lor superior, precipitaţiile
căzute ulterior formând scurgerea de suprafaţă cu un coeficient de scurgere aproape
de 1.
Solurile cu structură reduc debitul mediu, micşorând foarte mult debitul
maxim creând un regim de umiditate mai uniform şi favorizând dezvoltarea în bune
condiţii a vegetaţiei cu implicaţii foarte mari asupra debitelor maxime.
104

106

3.3 Implementarea G.I.S în calculul debitelor maxime
(maxima istorică)
Debitele maxime sunt asociate, adeseori, cu o serie de inundaţii şi
fenomene de ape mari cu efecte catastrofale, de aceea este necesar a se scoate în
evidenţă diferenţierile între aceste trei categorii.
Prin ape mari se înţelege fazele din viaţa unui râu în care scurgerea se
situează la valori ridicate, acestea producându-se, de regulă, ca urmare a topirii
lente a zăpezii sau la ploi cu o intensitate mică şi de lungă durată. Creşterea
debitelor râurilor şi menţinerea acestora la valori ridicate o vreme îndelungată, fără
creşteri semnificative ale debitelor de vârf a valorilor maxime caracterizează o fază
de regim de ape mari.
Viiturile se deosebesc de apele mari printr-o concentrare a scurgerii în timp
materializată prin trei dimensiuni: o creştere rapidă a debitului de apă, atingerea
unor debite de vârf mari şi o descreştere rapidă a debitelor de apă.
Diferenţa între ape mari şi viituri, nu se face din punct de vedere a
debitelor înregistrare, se face din punct de vedere a timpului de creştere şi
descreştere a hidrografului realizat. Dacă t de creştere este mic şi t de scădere se
întinde pe o perioadă mai mare avem de a face cu ape mari, iar dacă t de creştere
este mic şi t de scădere, a hidrografului este, de asemenea mic, ne confruntăm cu
fenomenul de viitură.
Pentru realizarea calculelor debitelor maxime trebuie efectuată o separare a
acestora după provenienţa lor în funcţie de cele trei categorii majore: debite
maxime provenite din ploi torenţiale, debite maxime provenite din topirea
zăpezilor şi debite maxime provenite din acţiunea combinată a ploilor torenţiale şi
topirii zăpezilor. Unii autori, Constantinescu şi colab. (1956) introduc, ca factor de
producere a debitului maxim şi accidentele de rupere sau spargere a barajelor sau
iazurilor de decantare. Această din urmă categorie nu ţine de obiectul de studiu al
hidrologiei, de aceea este neglijată ca şi factor de generare a debitului maxim.
Din studiile efectuate până în prezent, a rezultat faptul că debitele maxime
cele mai periculoase sunt cele provenite din ploi torenţiale, indiferent de suprafaţa
bazinului hidrografic care este acoperită de acea ploaie.
3.3.1 Ploile torenţiale
O ploaie este considerată torenţială atunci când aceasta este înregistrată cu
o intensitate mare şi o durată mică a timpului de descărcare, deoarece intensitatea şi
durata sunt în raport invers proporţional. Dacă precipitaţiile sunt înregistrate cu o
intensitate mai mare de 0,5mm/min ploaia este considerată torenţială.
Intensitatea ploii de calcul cu probabilitatea 1% se calculează utilizând
relaţia:
107

S
1%
i1% =
n ( tc
+ 1)
unde:
( mm / min)
108
( 12)
i1% – intensitatea ploii de calcul cu probabilitatea 1%
tc – timpul de concentrare
n – indicele de reducere a intensităţii ploii (Anexa I)
S1% - intensitatea instantanee a ploii cu probabilitate 1% care se
poate calcula utilizând relaţia:
S = A+
B*
log N
1%
( 13)
Unde:
A şi B – parametrii fizico-geografici (Anexa II, III )
N – numărul anilor în decursul cărora se înregistrează odată ploaia
torenţială respectivă, dacă ploaia se observă odată la 50 de ani, N=50, având o
probabilitate de depăşire-asigurare p%=(1/N)*100
Pentru determinarea ploii de calcul am analizat un număr de 26 ploi de
intensitate maximă (Tab 3.6) înregistrate la staţiile meteorologice Cluj-Napoca şi
Vlădeasa 1400.
Staţia
meteo
Intensitatea
maximă
Tabelul 3.6 Ploi de intensitate maximă (după ANM)
Intensitatea
medie
Cantitatea
(mm)
Data
Durata
pp
(minute)
Cluj 1.8 0.33 8 16.07.1975 0.24
Vlădeasa 1.6 0.02 11.5 26/27.07.1975 13.41
Cluj 1.9 0.11 12.4 1.08.1976 1.51
Vlădeasa 0.55 0.1 5.7 21.08.1976 0.58
Cluj 1 0.23 13.8 6.06.1977 0.59
Vlădeasa 0.8 0.11 14.4 10.08.1977 2.07
Cluj 1.4 0.06 30.5 18/19.07.1978 8.44
Vlădeasa 1.1 0.13 9.2 4.08.1978 1.13
Cluj 2 0.15 6.9 7.07.1979 0.47
Vlădeasa 1.8 0.31 10.8 4.08.1979 0.35
Cluj 2.4 0.8 13.1 26.06.1980 2.36
Vlădeasa 0.7 0.6 22.8 23/24.07.1980 6.12
Cluj 2.14 0.06 20.7 8.06.1981 5.21
Vlădeasa 2.75 0.09 13.3 9.06.1981 2.32
Cluj 1.2 0.07 19.3 15.07.1982 4.2
Vlădeasa 2 0.3 26.9 4.08.1982 1.31
Cluj 0.6 0.02 12.7 12/13.09.1983 9.02
Vlădeasa 4.4 0.38 45.7 1.07.1983 1.59
Cluj 1.9 0.15 25.3 30.05.1984 2.46
Vlădeasa 0.74 0.74 5.2 2.07.1984 0.07

Cluj 1.85 0.09 41 20/21.08.1985 7.58
Vlădeasa 1.6 0.25 27.1 18.07.1985 1.48
Cluj 1.9 0.17 11.6 13.08.1986 1.09
Vlădeasa 1.58 0.19 18.9 5.08.1986 1.38
Cluj 1.88 0.15 48.7 1.08.1991 5.25
Vlădeasa 1.25 0.19 30.8 5.08.1991 2.42
Cluj 1.7 0.12 5.6 7.04.1992 0.47
Vlădeasa 2 0.41 8.6 3.08.1992 0.21
Cluj 1.24 0.09 25.3 10.08.1993 4.36
Vlădeasa 1.4 0.22 22.2 24.06.1993 1.43
Cluj 1.9 0.21 25.7 19.07.1994 2.03
Vlădeasa 2.5 0.11 7.5 19.07.1994 1.1
Cluj 1.68 0.35 45.6 16.08.1995 2.09
Vlădeasa 2 0.37 13.6 24.07.1995 0.37
Cluj 3.75 0.08 15 26.06.1996 3.15
Vlădeasa 1.95 0.66 19.8 30.07.1996 0.3
Cluj 6.8 0.16 14.3 6.07.1997 1.29
Vlădeasa 2.75 0.14 18.9 20.06.1997 2.17
Cluj 2.3 0.56 8.4 2.07.1998 0.15
Vlădeasa 7.9 0.08 20.7 15.07.1998 4.08
Cluj 3.1 0.3 10 10.07.1999 0.33
Vlădeasa 2.4 0.18 28.5 22.07.1999 2.35
Cluj 3.13 0.69 23.3 18.06.2001 0.34
Vlădeasa 2.2 0.19 5.6 30.06.2001 0.3
Cluj 1.55 0.25 7.7 29.07.2002 0.31
Vlădeasa 1.5 0.07 13.8 11/12.08.2002 3.08
Cluj 1.43 0.14 8.9 25.05.2003 1.05
Vlădeasa 3 0.07 6.7 14/15.07.2003 1.36
Cluj 1.92 0.36 12.4 12.06.2004 0.34
Vlădeasa 4.3 0.15 39.2 26.07.2004 4.28
Cluj 10.1 0.28 15.3 16.04.2005 0.54
Vlădeasa 7.6 0.26 21.7 14.092005 1.24
Şirurile de date le-am analizat pentru fiecare staţie meteorologică, în parte.
Continuitatea şirurilor de date este întreruptă pe o perioadă de patru ani, între 1987
şi 1990, dar, testele statistice pe care le-am aplicat (Wald-Wolfowitz, Wilcocson) ,
scot în evidenţă omogenitatea acestora, permiţând utilizarea lor pentru calcule şi
modele matematice. Ploaia de intensitate maximă s-a produs în data de 16 aprilie
2005 la staţia meteorologică Cluj-Napoca, fiind măsurate cantităţi de precipitaţii de
15,3 mm într-un interval orar de 54 de secunde şi o intensitate maximă de 10,01
mm/min. Atât pentru modelarea cât şi pentru claculul debitelor maxime în bazine
hidrografice mici se va utiliza această valoare a intensităţii maxime istorice, pentru
intervalul temporal analizat, de precipitaţii. Pentru bazinele hidrografice în care am
obţinut debitele maxime cele mai mari am realizat calcule pentru toate cele 26 de
109

intensităţi de precipitaţii calculându-se, prin metode de analiză statistică şi
perioadele de revenire în timp a debitelor pentru anumite intensităţi observate.
3.3.2 Implementarea G.I.S în metoda SCS-CN
Modelul hidrologic matematic, SCS-CN a fost dezvoltat de Natural
Resurces Conservation Service ((NRCS) cunoscut şi sub numele de Soil
Conservation Service SCS) pentru a pune la dispoziţia utilizatorilor proceduri de
calcul a debitului şi volumului maxim din ploi torenţiale, pentru un anumit teritoriu
(Ponce şi Hawkins 1996).
Iniţial, metoda a fost dezvoltată ca metodologie de transformare a ploilor
torenţiale dintr-o anumită perioadă de timp în scurgere ţinând cont de vegetaţie şi
sol, scopul ei fiind acela de a identifica zonele pretabile la amenajări ale terenurilor
agricole în SUA. Datorită preciziei mari ale modelului s-a trecut la utilizarea lui pe
scară largă, depăşind graniţele SUA, cu scopul de a modela şi simula evenimente
hidrologice extreme.
Încă de la apariţia modelului, în 1954 şi până în prezent s-au realizat foarte
multe revizuiri ale modelului (1964, 1965, 1969, 1977, 1985 şi 1993), în funcţie de
necesitatea utilizârii acestuia în unul sau altul dintre domeniile de aplicabilitate,
metoda bazându-se pe relaţia de bilanţ hidric (14).
Q = P – Is – I – E – n (m 3 ) (14)
unde: Q – volumul, P – precipitaţiile, Is – capacitatea de infiltrare în sol, I –
intercepţia, E – evapotranspiraţia, n – alte reţineri ale precipitaţiilor.
Pentru implementarea modelului pe bazinele hidrografice avute în studiu
am utilizat extensia ArcCN-Runoff, rulată sub ArcG.I.S.. Extensia realizată de
Xiaoyong Zhan şi Min-Lang Huang în 2004, realizează calculul debitului şi
volumului maxim pe baza calculării numărului de curbă pentru fiecare unitate
spaţială utilizând o bază de date (sol şi mod de utilizare al terenurilor) de tip vector
pentru a se păstra intacte limitele neregulate ale suprafeţelor.
3.3.2.1 Baza de date spaţială pentru modelul SCS-CN
Structura bazei de date (Tab. 3.7) pe care am utilizat-o în procesul de
modelare şi calcul a debitelor şi volumelor maxime pentru bazinele hidrografice
mici, identificate pentru modelarea viiturilor de versant, are în componenţă cele
două variabile principale, care intră în ecuaţia de calcul, solurile şi modul de
utilizare al terenurilor ca reprezentări vector a suprafeţelor şi baza de date tabelară
care stochează valoarea numărului de curbă pentru fiecare dintre combinaţiile
rezultate prin intersecţia celor doi vectori iniţiali.
110

Tabelul 3.7 Baza de date pentru modelul SCS-CN
Denumire Format Atribute
Sol Vector
Grupa hidrologică:
A, B, C, D
Tip de utilizare:
Utilizarea terenurilor Vector Cereale, Culturi agricole, Fânaţe, Legume,
Neutilizat, Pâduri, Păşuni naturale
Tip de utilizare
+
CN Numeric
Grupa hidrologică
+
Valoare CN
Vectorilor reprezentând extensiunea teritorială a categoriilor de sol le-am
creat o bază atributară cu informaţii legate de grupa hidrologică de sol, în funcţie
de capacitatea de infiltrare a apei în profilului de sol respectiv.
Grupa hidrologică A – este caracterizată de soluri cu capacitate mare de
infiltrare chiar şi atunci când solul este, aproape, complet umed. Din cadrul acestei
categorii fac parte soluri cu profil nisipos, aluviosolurile, argilos, pământ lutonisipos,
terenuri cu o drenare bună ca nisipurile şi pietrişurile.
Grupa hidrologică B – iese în evidenţă printr-o capacitate de infiltrare
medie şi un ritm moderat de circulare a apei în profilul de sol. Textura
predominantă este cea mijlocie caracteristică cambisolurilor.
Grupa hidrologică C – este caracterizată de solurile cu care facilitează un
ritm scăzut de infiltrare a ape, având un profil argilo-nisipos.
Grupa hidrologică D – soluri cu o capacitate de infiltrare foarte joasă chiar
şi atunci când sunt complet umede. Profilul caracteristic pentru solurile din această
grupă hidrologică este cel argilor şi lutos.
Condiţiile de umiditate ale solului se conturează într-un factor foarte
important în procesul de infiltrare a apei fiind estimat prin intermediul indicelui
AMC (Antecedent Moisture Conditions) care este analizat în funcţie de cantităţile
de precipitaţii din ultimule 5 zile: AMC I, corespunde solului uscat cu precipitaţii
35,4 atunci când se înregistrează
cantităţi mari de precipitaţii Crăciun, A.I., şi colab. (2007).
Transformările între diferite condiţii de umiditate ale solului se fac prin
intermediul relaţiilor grafice şi formulelor de calcul realizate de Luijten, J.C., şi
colab (2000), (Fig. 3.21).
Utilizarea terenurilor reprezintă gradul şi tipul de înveliş vegetal a suprafeţelor
dintr-un bazin colector. Utilizarea terenurilor am derivat-o din baza de date CORINE
Land Cover 2000 şi adaptată pentru cerinţele metodei SCS-CN (Tab. 3.8).
111

Tabelul 3.8 Indicatorul CN (Curve number) derivat pe baza modului de utilizare al
terenurilor şi soluri în funcţie de condiţiile hidrologice ale acestora
(Man, T., Alexe, M., 2006)
Modul de Managementul Condiţia Grupul hidrologic de sol
utilizare terenului hidrologică A B C D
Neutilizat - - 77 86 91 94
Rânduri
Slabă 72 91 88 91
Bună 67 78 85 89
Culturi Pe curbă de niv. Slabă 70 79 84 88
agricole
Bună 65 75 82 86
Terasat
Slabă 66 74 80 82
Bună 62 71 78 81
Rânduri
Slabă 65 76 84 88
Bună 63 75 83 87
Cereale
Pe curbă de niv. Slabă
Bună
63
61
74
73
82
81
85
84
Terasat
Slabă 61 72 79 82
Bună 59 70 78 81
Rânduri
Slabă 66 77 85 89
Bună 58 72 81 85
Pajişti sau Pe curbă de niv. Slabă 64 75 83 85
legume
Bună 55 69 78 83
Terasat
Slabă 63 73 80 83
Bună 51 67 76 80
-
Slabă 68 79 86 89
-
Medie 49 69 79 84
Păşuni
-
Bună 39 61 74 80
naturale Pe curbă de niv. Slabă 47 67 81 88
-
Medie 25 59 75 83
Bună 6 35 70 79
Fâneaţă - Bună 30 58 71 78
-
Slabă 45 66 77 83
Pădure
-
Medie 36 60 73 79
- Bună 25 55 70 77
Pentru a putea utiliza extensia ArcCN-Runoff, am realizat un tabel de tip
baze de date, .dbf, în care am introdus toate informaţiile legate de grup hidrologic
de sol acoperire cu vegetaţie şi numărul de curbă specific fiecărei combinaţii
posibile între cele două variabile.
112

Figura 3.21 Ecuaţiile şi relaţia grafică de transformare pentru condiţiile antecedente de
umiditate (după Luijten, J.C., 2000)
3.3.2.2 Calculul scurgerii maxime
Metoda de calcul a scurgerii maxime, provenită dintr-o ploaie torenţială, pe
baza metodei numărului de curbă, presupune că raportul dintre retenţia solului,
după ce începe scurgerea şi retenţia sa maximă, potenţială este egală cu raportul
dintre scurgerea directă şi precipitaţii Ponce şi Hawkins (1996). Raportul este
transpus în ecuaţia (15), unde numărul de curbă cuprins între 0 şi 100 este
reprezentarea convenţională a potenţialului maxim de retenţie a solului.
Estimarea scurgerii se realizează utilizând relaţia:
Q =
Q = 0
( P −0.
2S
)
P + 0.
8S
2
3
( m )
3
( m )
pentru
pentru P ⊆ 0.
2S
113
P ⊇0.
2S
( 15)
unde:
Q – scurgerea
P – precipitaţiile
S – potenţialul de retenţie a apei
dacă se utilizează unităţi de măsură în inch a Q, S şi P, atunci ecuaţia de
determinare a lui S are următoarea formă:
1000
S
= −10
CN
( 16)

dacă se utilizează unităţi de măsură în cm pentru Q, S şi P, atunci ecuaţia de
determinare a lui S este de forma următoare:
unde:
2540
S = − 25.
4
CN
CN – numărul de curbă determinat cu relaţia:
1000
CN =
10+
S
3.3.2.3 Metodologia de calcul G.I.S.
114
( 17)
( 18)
Apelând la metodologia G.I.S. (Fig. 3.22), de calcul a scurgerii maxime prin
intermediul metodei SCS-CN, am realizat intersectarea stratelor reprezentând solurile
şi modul de utilizare al terenurilor, care în prealabil a fost decupat după zona de interes,
pentru a reprezenta o bază unitară de calcul în care să se poată identifica suprafeţele cu
caracteristicile celor două entităţi spaţiale, tabelul atribut a acesteia stocând informaţii
despre tipul de utilizare a terenurilor şi grupa hidrologică de sol.
Figura 3.22. Metodologia de calcul G.I.S., SCS-CN
(adaptată după Xiaoyong Zhan şi Min-Lang Huang 2004)
Analiza spaţială am continuat-o cu identificarea automată a numărului de
curbă şi crearea unei coloane în tabelul atribut cu valoarea specifică fiecărei

combinaţii dintre strate, utilizându-se ca element de intrare tabelul .dbf creat în
etapa de realizare a bazei de date.
Calculul volumului maxim (Tab. 3.9) în m 3 , bazat pe numărul de curbă,
identificat, se realizează prin intermediul ecuaţiilor (15) şi (17) pentru o ploaie de
intensitate maximă (P) de 10,1 mm, respective 0,39 inch şi suprafaţa în km 2
calculată pentru fiecare dintre combinaţiile rezultate în urma procesului de
intersecţie.
Tabelul 3.9 Scurgerea maximă calculată –modelul SCS-CN-
Volum maxim
(m 3 Volum maxim
)
(m 3 Denumire
Denumire
bazin
bazin
)
hidrografic Minim Mediu Maxim hidrografic Minim Mediu Maxim
1 0.14 29.76 43.24 33 0.01 11.41 13.89
2 0.1 38.84 70.25 34 0.02 17.22 36.81
3 0.02 26.09 33.74 35 0.02 19.34 33.27
4 0.01 22.03 30.09 36 0.05 8.94 12.72
5 0.05 88.94 152.94 37 0.52 6.46 9.36
6 0.01 13.81 19.71 38 0.10 14.93 31.63
7 0.01 17.80 29.56 39 0.02 14.37 26.15
8 0.05 30.49 35.74 40 0.05 10.07 20.70
9 0.03 83.15 150.74 41 0.60 34.30 53.04
10 0.01 56.80 95.09 42 0.37 15.60 23.42
11 0.1 44.97 58.91 43 0.05 7.75 11.31
12 0.01 27.17 41.90 44 0.02 7.50 12.35
13 0.50 30.83 45.40 45 0.01 16.07 18.76
14 0.05 33.27 42.02 46 0.46 6.06 9.01
15 0 19.60 19.73 47 0.02 21.29 33.20
16 0.01 11.61 14.75 48 0.02 45.65 59.49
17 0.01 7.79 12.21 Beliş 0.02 47.13 69.16
19 0.01 24.60 38.75 Chinteni 0.03 17.48 36.40
20 1.60 14.89 22.10 Feneş 0.01 35.51 50.18
21 0.03 10.08 15.10 Gârbău 0 28.01 37.61
22 0.12 7.62 10.46 Irişoara 0.05 85.52 118.66
23 0 10.23 11.89 Leşu 0.2 44.13 61.52
24 0.02 15.31 28.87 Popeşti 0.02 17.65 39.84
25 0.47 11.91 19.69 Răcătău 0.09 80.67 117.45
26 0.28 7.44 11.43 Râşca 0.02 52.07 79.30
27 0 16.32 26.04 Şard 0.05 48.28 70.95
28 0.01 35.15 75.20 Şomtelecu 0.07 15.61 30.35
29 0 10.32 19.93 Căpuş 0.05 19.46 38.79
30 0 15.43 35.34
31 0 24.09 34.43
32 0 10.29 13.89
115

Din analiza volumelor iese în evidenţă faptul că volumele cele mai mari se
înregistrează în bazinele hidrografice Râşca (79,03 m 3 , Planşa IX), 10 (95,09 m 3 ,
Planşa V), Răcătău (117,45 m 3 , Planşa IX), Irişoara (118,66 m 3 , Planşa IX), 9
(150,74 m 3 , Planşa V), 5 (152,94 m 3 , Planşa V). Debitele maxime, în acest caz,
sunt influenţate de acoperirea vegetală formată din păşuni naturale şi pajişti în
cazul bazinelor hidrografice Irişoara, 9 şi Râşca în timp ce pe bazinele hidrografice
Răcătău, 10 şi 5 volumul maxim este influenţat de grupa hidrologică de sol, din
categoriile B, C şi D, cu o extensiune teritorială mai mare a ultimelor două grupe.
Volume maxime minime le-am identificat pe teritoriile bazinelor
hidrografice 46 (9,01m 3 , Planşa VIII), 37 (9,36 m 3 , Planşa VII) şi 22 (10,46 m 3 ,
Planşa VI). Debitele maxime minime de pe aceste bazine hidrografice s-au datorat,
în principal grupei hidrologice de sol predominantă, A şi B, grupe hidrologice care
permit o infiltrare rapidă a apei în sol, dar şi datorită acoperirii solului, în procent
foarte mare, cu păşuni, fâneaţă şi culturi agricole.
În urma analizei bazinul hidrografic superior Someşul Mic, în întregul său
se poate observa (harta: volumul de apă scurs) că debitele maxime apar în partea
sud-vestică a bazinului, pe versanţii cu orientare sudică şi sud-vestică, acolo unde
altitudinile reliefului sunt mari şi pantele relativ ridicate. Lipsa parţială sau
acoperirea într-un procent mic cu vegetaţie, care să intercepteze precipitaţiile, din
zonele unde se înregistrează cele mai mari volume, îşi aduc, de asemenea, o
contribuţie la provenienţa acestora.
Baza de date rezultată în urma procesului de modelare am conturat-o întrun
număr de 59 de griduri (Planşele V, VI, VII, VII şi IX) reprezentând volumele
de apă scurse şi un grid unitar a volumului maxim de scurgere de pe teritoriul
bazinului hidrografic superior Someşul Mic (harta: Volumul de apă scurs – metoda
SCS-CN -). Pentru fiecare dintre aceste baze de date am calculat un timp de
concentrare minim, maxim sau mediu (vezi Cap. 3.3.4.2).
3.3.3 Determinarea volumelor maxime utilizând formule
matematice de calcul
Atunci când nu se dispune de un şir de date suficient de lung, sau date
hidrometrice insuficiente, debitele trebuie determinate pe baza relaţiilor observate
între viituri şi elementele care duc la producerea acestora. Relaţiile empirice de
determinare a debitelor maxime pe baza formulelor matematice sunt denumite
formule aproximative şi trebuie să îndeplinească o serie de condiţii pentru a se
putea utiliza cu o acurateţe foarte mare.
Principala condiţie pe care ar trebui să o îndeplinească formulele
aproximative ar fi aceea, că ar trebui să se ţină cont de caracteristicile solului şi
vegetaţiei, suprafaţa bazinului, lungimea lui, relieful, pantele, forma bazinului,
suprafeţele împădurite etc., toate acestea trebuind să se regăsească într-o formă sau
alta în ecuaţiile de calcul. Formulele trebuie să reflecte acţiunea factorilor care
116

117

118

119

120

121

122

influenţează mecanismul formării volumelor maxime, trebuie să fie cât mai simple
şi adaptabile, pentru a putea fi utilizate în cât mai multe situaţii, orice formulă
trebuie să permită utilizarea ei în calculul diferitelor asigurări etc.
În literatura de specialitate, în decursul anilor, au fost propuse o serie de
formule de calcul aproximative care ţin cont, atât de provenienţa scurgerii maxime
(ploi torenţiale şi topirea zăpezilor) cât şi în ceea ce priveşte suprafaţa de recepţie
(bazine hidrografice foarte mici şi mici). Deoarece pe teritoriul bazinului
hidrografic superior al Someşului Mic majoritatea viiturilor se înregistrează ca
urmare a ploilor torenţiale am analizat bazinele hidrografice utilizând tipul de
ecuaţii propuse pentru acest tip de producere a evenimentelor.
Formula Hofbauer a fost realizată pentru calculul volumelor maxime în
bazine hidrografice care au suprafaţa cuprinsă între 10 km 2 şi 200 km 2 , având
următoarea formă:
Q = 60 * β * A
123
( 19)
unde:
Q – debitul catastrofal
A – suprafaţa bazinului km 2
β – coeficient ce variază cu relieful
Formula scoate în evidenţă variaţia proporţională a debitului cu suprafaţa
bazinului de recepţie, fiind neglijate forma bazinului şi factorii fizicogeografici,
soluri, vegetaţie, condiţionali ai formării debitului. Un neajuns al formulei este
acela că nu se precizează forma înţelesului de debit catastrofal.
Formula Kresnik:
Q = α * A
32
0.
5+
A
( 20)
În această formulă a fost adăugat, în plus de formula Hofbauer coeficientul
α care ia valoarea 1 pentru condiţii normale, 0,6 pentru bazine hidrografice foarte
lungi şi cu relief plat, 6 în cazul bazinelor hidrografice foarte mici şi cu pante mari.
Formula are un neajuns, major, prin faptul că, coeficientul α are o variaţie foarte
mare în ceea ce priveşte componentele fizicogeografice.
unde:
Formula D. L. Socolovski:
Q p =
. 28 * h p * σ * A
a * b * c + Q
t
0 3
A – suprafaţa bazinului de recepţie în km 2
( m
)
( 21)

σ – coeficient de scurgere al precipitaţiilor maxime
hp – intensitatea precipitaţiilor în ore şi mm
t – timpul de concentrare în ore
a – coeficientul de formă al hidrografului viiturii
b – coeficient de reducere pentru gradul de acoperire cu lacuri şi bălţi
c – coeficientul de regularizare al albiei
Q – debitul de bază al râului
Pentru o determinare mai precisă a debitelor şi volumelor maxime provenite
din precipitaţii, Institutul Naţional de Meteorologie şi Hidrologie a propus în 1997
prin intermediul metodologiei de calcul a debitelor maxime în bazine hidrografice
mici formula raţională şi formula relaţională pentru determinarea debitelor maxime
în funcţie de suprafaţa de recepţie a bazinului hidrografic.
3.3.4 Implementarea G.I.S în formula raţională
Pentru calculul debitelor maxime cu diverse asigurări în bazinele
hidrografice mici, cu suprafaţa sub 10 km 2 (F ≤ 10 km2) am utilizat relaţia
raţională de calcul ca bază de determinare a acestora.
Ecuaţia este de forma:
unde:
Q = 16.
7 * σ * i * F
1%
124
3
( m / s)
( 22)
Q1% - debitul maxim cu asigurarea 1%
i – intensitatea medie a ploii de calcul (mm/min), (vezi capitolul 2.5.1)
F – suprafaţa bazinului hidrografic (km 2 )
σ – coeficientul mediu de scurgere (vezi capitolul 2.5.4)
16,7 – coeficientul de transformare a intensităţii ploii din mm/min în m/s şi
a suprafeţei din km 2 în m 2
3.3.4.1 Analiza spaţială a coeficienţilor medii de scurgere
Una dintre cele mai utilizate formule de calcul a debitelor maxime în
bazine hidrografice mici este formula raţională. Conform acestei formule un
parametru important îl constituie coeficientul mediu de scurgere.
Coeficienţii medii de scurgere sunt parametrii hidrologici matematici care
se stabilesc prompt şi aproximativ. Baza de identificare a coeficienţilor de scurgere
este formată din componentele principale ale bilanţului hidrologic; ploaia care
generează scurgerea maximă, elementele de intercepţie a precipitaţiilor şi în final
scurgerea generată de ploaia de intensitate maximă.
Pentru coeficienţii de scurgere se recomandă întrebuinţarea rezultatelor
obţinute pe baze directe, în bazine experimentale, bazine reprezentative sau bazine
hidrografice cu suprafeţe foarte mici.

Dacă nu se dispune de nici un tip de date referitoare la coeficientul de
scurgere, acesta se poate determina în funcţie de generalizările teritoriale făcute de
unii cercetători, pe baza observaţiilor în teren. Unul dintre cele mai utilizate tabele
de identificare a coeficienţilor de scurgere sunt cele propuse de Frevert şi adaptate
în funcţie de teritoriul studiat (Tab. 3.10). Frevert a propus identificarea
coeficientului de scurgere în funcţie de folosinţa terenului, pantă şi textura solului,
coeficientul putând lua valori între 0,1 pentru terenuri cu pantă foarte mică,
acuperite cu vegetaţie arbustivă şi textura solului uşoară şi 1 pentru suprafeţe cu
scurgere de 100%.
Coeficientul global de scurgere se determină ca sumă a tuturor
coeficienţilor de scurgere raportaţi la suprafaţă, utilizând relaţia:
unde:
σ =
n
1
i 1
σ
= Σ
F
*
F i
125
( 23)
σ – coeficient de scurgere
σ1 – valoarea coeficientului de scurgere 1
F – suprafaţa
n – numărul de coeficienţi de pe suprafaţa bazinului hidrografic
Prin intermediul G.I.S am realizat un model de calcul şi identificare în
teritoriu a valorilor maxime, minime şi medii ale coeficienţilor de scurgere, pe baza
stratelor tematice ale factorilor care îi influenţează. Modalităţile G.I.S., de
determinare, sunt foarte variate toate ducând spre aceeaşi metodologie, pe care am
utilizat-o şi în acest caz, de prelucrare grid-urilor tematice, ca identificator spaţial,
nu ca valoare unică a coeficienţilor de scurgere.
Pentru a se putea realiza analiza spaţială şi, în acelaşi timp, calculul
coeficienţilor de scurgere pentru fiecare bazin hidrografic în parte am realizat o
bază de date specifică acestui tip de analiză.
Coeficienţii de scurgere i-am determinat be baza tabelelor Frevert,
adaptate, (Diaconu, C., şi colab. 1994) (Tab.3.10), cunoscând următoarele
elemente: folosinţa terenului, textura solului şi panta.
Categoriile de folosinţă a terenurilor sunt concentrate pe trei nivele:
pădure, păşune şi culturi agricole, fiecărei dintre aceasta asociindu-le intervale ale
geodeclivităţii între 0-30% şi proprietăţi ale texturii solului în profil. În toate
lucrările de specialitate se întâlneşte aceeaşi clasificare a texturii solului,
atribuindu-se valori ale coeficienţilor pentru fiecare tip în funcţie de pantă şi mod
de utilizare a terenurilor.

Pădure
Păşune
Culturi agricole
Tabelul 3.10 Coeficienţi de scurgere adaptaţi după Frevert
Folosinţa
Textura solului
Panta
% Uşoară Mijlocie grea
0-5
5-10
10-30
0-5
5-10
10-30
0-5
5-10
10-30
126
0,10
0,25
0,30
0,10
0,15
0,20
0,30
0,40
0,50
0,30
0,35
0,50
0,30
0,35
0,40
0,50
0,60
0,70
0,40
0,50
0,60
0,40
0,55
0,60
0,60
0,70
0,80
Baza de date spaţială cu referire la hărţile tematice ale factorilor de
influenţă am realizat-o utilizând baza de date CORINE 2000 pentru modul de
utilizare a terenurilor şi hărţile de sol 1:200000 pentru identificarea texturii
solurilor de pe suprafaţa de calcul (Tab. 3.11)
Tabelul 3.11 Baza de date spaţială – coeficienţi de scurgere -
Strat tematic Format Atribute Codificare
Panta GRID Panta % Panta %
Textură uşoară 3
Soluri GRID
Utilizarea
terenurilor
GRID
Textură medie 1
Textură grea 2
Pădure 3
Păşune 2
Culturi agricole 1
Acurateţea este una dintre caracteristicile principale ale hărţilor digitale, de
aceea stratele tematice le-am realizat cu cea mai mare precizie, având o rezoluţie de
20 m.
Codificarea atributelor spaţiale am realizat-o având ca principal scop
reducerea timpilor de procesare, a procedurilor de analiză spaţială cât şi
simplificarea citirii atributelor în timpul realizării ecuaţiilor de analiză spaţială.
Identificarea coeficienţilor minimi, maximi şi medii de scurgere, pe
bazinele hidrografice necesită realizarea analizei spaţiale a stratelor tematice
realizate. Procesul de analiză spaţială l-am realizat utilizând procedeul de
combinare a stratelor tematice în funcţie de tabelul coeficienţilor de scurgere (Tab.
3.10), pentru a se realiza un nou câmp tematic care să conţină reprezentarea
spaţială a valorii unui singur coeficient.
Procedeul de combinare a stratelor tematice poartă numele de analiză de tip
overlay (analiză pe straturi multiple). Analiza overlay creează combinaţii între

primitivele grafice aflate pe straturi diferite în conformitate cu anumite condiţii
logice (bazate pe algebra booleană). Obiectivul principal al analizei overlay este de
a construi conexiuni între date aparţinând unor straturi diferite pentru a stabili
relaţii între entităţi geografice Imbroane şi colab. (1999).
Analizând componenta tabelară (Tab. 2.10) a bazei de date se observă
faptul că diferite componente geografice au o pondere mai mare sau mai mică în
definirea unui anumit coeficient de scurgere. Datorită acestui fapt, în procesul de
analiză spaţială se va utiliza tehnica de overlay multicriterial care după Haidu şi
colab. (1998), soluţionează problemele de analiză spaţială care urmăresc
diferenţierea rolului pe care îl au diverse componente, în variabilitatea spaţială a
unui obiect sau fenomen din lumea reală.
Programele geoinformatice oferă posibilitatea de realizare a acestui tip de
analiză spaţială; ArcG.I.S., prin intermediul extensiei Spatial Analyst, poate realiza
analize spaţiale de tip overlay, cu o acurateţe foarte mare.
Spaţializarea şi reprezentarea coeficienţilor de scurgere se poate realiza între
strate tematice de tip raster, doar prin intermediul ecuaţiilor de analiză spaţială.
Ecuaţiile de analiză spaţială le-am conceput în funcţie de obiectivul urmărit, calculul şi
identificarea coeficienţilor de scurgere, şi baza de date avută la dispoziţie. Pentru a
atinge scopul propus am utilizat, ca şi condiţie logică de analiză, identificatorul AND
(şi) astfel obţinându-se următoarele ecuaţii de analiză spaţială:
- pentru coeficientul de scurgere 0,10 (Fig. 3.23)
[utilizarea terenurilor] == 3 & [panta20]

Coeficientul de scurgere 0,10 l-am definit prin intermediul utilizării
terenurilor pădure (3), panta mai mică sau egală cu 5%, textura solului uşoară,
având o extensiune teritorială mică, cu identificare în zona vestică a bazinului
hidrografic.
- pentru coeficientul de scurgere 0,35 (Fig. 3.24)
[utilizarea terenurilor] == 2 & [panta20] > 5 & [panta20] 10 & [panta20]

Figura 3.25 Coeficientul de scurgere 0,80
Variaţia spaţială a coeficientului de scurgere, adaptat după Frevert, 0,80 am
obţinut-o identificând teritorii de manifestare a stratelor tematice reprezentând
utilizarea terenurilor ca şi culturi agricole (1), pantele cuprinse între 10% şi 30% şi
o textură a solului grea (2).
Utilizând analiza spaţială de tip overlay multicriterial, de identificare a
variaţiei spaţiale a unui singur element, condiţionat de cei trei factori au rezultat un
număr de 27 straturi tematice, fiecare reprezentând valoarea unui singur coeficient
de scurgere, codate începând de la g1, g2, g3, ........., g27.
Analiza spaţială scoate în evidenţă doar câte o valoare a coeficientului de
scurgere pe câte un strat separat, pentru realizarea unui singur strat (harta:
Coeficienţi de scurgere adaptaţi după Frevert) pe care să se poată interveni în
procesul de calcul am apelat la procedeul de combinare a celor 27 de entităţi.
Deoarece stratele coeficienţilor de scurgere au ca atribute valoarea coeficientului
de scurgere doar în acele areale unde este înregistrat şi în restul arealelor valoarea
atribut este zero, am realizat combinarea prin însumare a tuturor stratelor. Extensia
Spatial Analyst a programului ArcG.I.S. permite însumarea stratelor sub forma
unei formule de analiză spaţială de felul:
[g1] + [g10] + [g11] + [g12] + [g13] + [g14] + [g15] + [g16] + [g17] + [g18] +
[g19] + [g2] + [g20] + [g21] + [g22] + [g23] + [g24] + [g25] + [g26] + [g27] + [g3]
+ [g4] + [g5] + [g6] + [g7] + [g8] + [g9]
129

Utilizarea G.I.S. în aprecierea şi calcularea unor parametrii, cu variaţie
teritorială, care intră în ecuaţiile de calcul a scurgerii maxime este utilă. Analiza
spaţială G.I.S permite realizarea rapidă a calculelor, bazele de date rezultate putând
fi utilizate şi în alte proiecte şi aplicaţii.
În cazul de faţă am obţinut coeficienţii de scurgere pe întreg teritoriul de
studiu, scopul analizei fiind acela de a calcula coeficienţii medii de scurgere pe un
număr de 59 de bazine hidrografice mici. Acest lucru l-am realizat foarte uşor şi
corect apelând la funcţiile statistice integrate în programele geoinformatice.
Utilizând ArcG.I.S., funcţia zonal statistic a extensiei spatial analyst am
extras în mod automat mediile coeficienţilor de scurgere pe fiecare bazin
hidrografic, dispunând de un strat tematic cu limitele, cumpenele de apă a fiecărui
bazin în parte. Baza de date rezultata este în format baze de date .dbf (Tab. 3.12),
dar şi în format grafic, pentru a se putea analiza la prima vedere rezultatele obţinute
(Fig. 3.26).
După cum se poate observa din fig. 3.26, baza de date este corelată perfect
cu graficul care reprezintă media coeficientului de scurgere pe fiecare bazin
hidrografic. Bazinul hidrografic Căpuş are un coeficient mediu de scurgere de 0,46,
corelat în tabela atribut cu numele bazinului şi în acelaşi timp corelat şi cu graficul
de reprezentare.
Figura 3.26 Baza de date şi variaţia grafică
130

Tabelul 3.12 Coeficienţi de scurgere calculaţi după Frevert
Denumire Coeficienţi de scurgere Denumire Coeficienţi de scurgere
bazin Minim Mediu Maxim bazin Minim Mediu Maxim
hidrografic
hidrografic
1 0.10 0.21 0.70 33 0.30 0.52 0.70
2 0.10 0.51 0.60 34 0.30 0.55 0.80
3 0.10 0.42 0.50 35 0.30 0.54 0.70
4 0.10 0.36 0.50 36 0.30 0.54 0.80
5 0.10 0.44 0.50 37 0.30 0.53 0.80
6 0.10 0.42 0.50 38 0.30 0.53 0.80
7 0.30 0.44 0.70 39 0.30 0.64 0.80
8 0.10 0.43 0.50 40 0.30 0.52 0.80
9 0.10 0.32 0.50 41 0.30 0.46 0.60
10 0.10 0.46 0.60 42 0.40 0.59 0.80
11 0.10 0.29 0.60 43 0.40 0.59 0.80
12 0.30 0.47 0.50 44 0.10 0.31 0.50
13 0.10 0.33 0.50 45 0.10 0.24 0.50
14 0.10 0.47 0.50 46 0.10 0.34 0.50
15 0.10 0.30 0.50 47 0.30 0.39 0.70
16 0.30 0.34 0.70 48 0.10 0.33 0.50
17 0.10 0.33 0.70 Beliş 0.10 0.39 0.50
19 0.10 0.37 0.60 Chinteni 0.30 0.57 0.80
20 0.10 0.43 0.70 Feneş 0.10 0.31 0.70
21 0.30 0.55 0.80 Gârbău 0.30 0.46 0.80
22 0.30 0.46 0.50 Irişoara 0.10 0.41 0.50
23 0.30 0.41 0.70 Leşu 0.10 0.43 0.70
24 0.30 0.61 0.80 Popeşti 0.30 0.55 0.80
25 0.30 0.66 0.80 Răcătău 0.10 0.38 0.50
26 0.30 0.51 0.80 Râşca 0.10 0.35 0.50
27 0.40 0.61 0.80 Şard 0.30 0.46 0.70
28 0.40 0.67 0.80 Şomtelecu 0.30 0.54 0.80
29 0.30 0.56 0.80 Căpuş 0.30 0.46 0.80
30 0.30 0.53 0.80
31 0.30 0.58 0.80
32 0.30 0.57 0.80
Din analiza bazei de date tabelare reiese că bazinul hidrografic cu
coeficientul mediu de scurgere cel mai mare este bazinul 28 cu un coeficient 0,67
(coeficient maxim 0,80, minim 0,40), iar coeficientul mediu minim îi este atribuit
bazinului hidrografic 1, valoarea fiind 0,20 (coeficient maxim 0,70, minim 0,10).
Aceste valori ale coeficienţilor de scurgere, cât şi bazinele hidrografice se
explică prin faptul că, bazinul hidrografic cu cel mai mic coeficient mediu de
scurgere se află în zona montană împădurită, cu soluri din categoria celor cu
textură uşoară şi pante relativ moderate. În acest caz acoperirea cu vegetaţie de
131

pădure este un factor decisiv în stabilirea coeficientului de scurgere. Bazinul
hidrografic care are cel mai mare coeficient mediu de scurgere este localizat în
zona de tranziţie între dealuri şi podiş, la baza stabilirii coeficientului de scurgere
stând două elemente: panta şi utilizarea terenurilor. Pantele se încadrează, în cea
mai mare parte, în categoria pantelor mari, utilizarea terenurilor fiind cea de
culturi agricole, doar pe alocuri întâlnindu-se păşuni în suprafeţe nesemnificative.
*
Unul dintre principalele elemente ale formulei raţionale pentru calcularea
debitului maxim în bazine hidrografice mici este reprezentat de intensitatea medie
a ploii de calcul, care se obţine utilizând relaţia (12). Pentru determinarea corectă a
intensităţii medii a ploii de calcul egală cu timpul de concentrare, este necesară
cunoaşterea timpului de concentrare specific fiecărui bazin hidrografic.
3.3.4.2 Analiza spaţială a timpilor de concentrare
Timpul de concentrare este utilizat în numeroase ecuaţii care calculează
debitul maxim, fiind absolut necesar pentru utilizarea metodei raţionale în acest
scop.
Pe diferite bazine hidrografice se înregistrează timpi de concentrare a apei
diferiţi, în funcţie de diferitele condiţii care stau la baza concentrării apei pe versant
şi în albie. Apa se mişcă, luând formă de scurgere laminară, pe unii versanţi,
concentrată în albii naturale şi canale de ape pluviale etc., de toate aceste moduri de
scurgere ar trebui să se ţină seama în procesul de determinare a timpului de
concentrare.
În literatura de specialitate sunt utilizate numeroase formule de estimare a
timpului de concentrare, printre care cele mai utilizate ar fi: Wave Metod, formula
Kirpich (24), formula Kerby şi NRCS Velocity Method (25).
Timpul de concentrare este definit ca fiind timpul necesar undei de viitură
de a ajunge din punctul cel mai îndepărtat al bazinului hidrografic până la secţiunea
de calcul.
O altă definiţie, şi poate cea mai completă, dată timpului de concentrare se
conturează în faptul că timpul de concentrare este timpul din momentul în care
excesul de apă provenită din intensităţi maxime de precipitaţii, de pe întreaga
suprafaţă a bazinului colector contribuie, simultan, la scurgere, din locul de
formare şi până la secţiunea de calcul.
Calculul timpului de concentrare se face ca sumă între două componente
principale ale lui: între timpul de concentrare pe versanţi şi timpul de concentrare
în canalul de scurgere (albie principală, afluenţi, canale de ape pluviale etc.).
132

t c
Formula Kirpich
=
0.
0078
⎛ L ⎞
* L * ⎜ ⎟
⎝ H ⎠
0.
385
133
(minute)
( 24)
unde:
tc – timpul de concentrare (minute)
L – lungimea maximă a canalului de scurgere
H – diferenţa de nivel între cel mai înalt şi cel mai jos punct de pe
suprafaţa bazinului hidrografic
Metoda se poate utiliza doar în cazul în care datele referitoare la bazinul
hidrografic sunt insuficiente, metoda neţinând seama de timpul de concentrare pe
pantele versanţilor, de aceea se utilizează doar pentru bazine hidrografice foarte
mici, pe bazine colectoare cu suprafaţă mare timpii de concentrare sunt calculaţi cu
erori mari.
NRCS Velocity Method
Aceasta este una dintre cele mai utilizate metode, fiind cel mai uşor de
implementat în programele geoinformatice, precum şi metoda care calculează cei
mai corecţi timpi de concentrare ai volumelor de apă.
Calculul timpilor de concentrare ai volumelor de apă având la bază
lungimea albiei principale, mărimea volumului maxim calculat şi panta pe care se
scurge acesta se realizează utilizând relaţia:
unde:
t
c
=
L
0.
6
( S + 1)
0.
8
La
*
L =
0.
1900 * γ
( ore)
5
0.
7
( ore)
tc – timpul de concentrare în ore
La – lungimea canalului de drenaj
S – potenţialul de retenţie a apei
Y – panta în procente
( 25)
Pentru calculul timpilor de concentrare am utilizat metoda propusă de
NRCS, ecuaţia (25), datorită faptului că înglobează în structura ei toţi factorii care
influenţează timpii de concentrare.
Baza de date necesară în procesul de analiză spaţială am alcătuit-o având la
dispoziţie straturile tematice reprezentând scurgerea maximă şi panta dar şi baza de
date cu referire la lungimea canalului de drenaj (Tab. 3.13).

Tabelul 3.13 Baza de date –timpi de concentrare-
Strat tematic Format Atribute
Scurgerea maximă GRID m 3
Panta GRID Panta %
Lungimea canalului de drenaj Alfanumeric km
Lungimea canalului de drenaj (Tab. 3.14) reprezintă baza de date
alfanumerică care identifică lungimea, în km, a celui mai lung traseu de scurgere a
apei de pe suprafaţa bazinului hidrografic, pe care am obţinut-o în mod automat
(având ca bază de date DEM-ul şi cumpăna de apă a bazinului pentru care se vrea
aflarea lungimii) utilizând funcţia Longes Flow Path for Catchements pusă la
dispoziţie de extensia HydroTools 9 care rulează împreună cu programul
geoinformatic ArcG.I.S..
Panta influenţează timpul de concentrare în albie, pe o pantă mare a albiei
se va înregistra un timp de concentrare mic pe când pe o pantă a albiei mică se va
înregistra un timp de concentrare mare. Cu cât panta albiei creşte cu atât timpul de
concentrare va tinde spre zero. Timpii de concentrare pe versanţi sunt influenţaţi,
de asemena, de pantă. Dacă se calculează o valoare relativ mare a pantei cu o
extensiune teritorială, unitară, mare, atunci vom calcula timpi de concentrare mici,
scurgerea tinzând spre una cu caracter torenţial, în timp ce pe pante cu valori mici
timpii de concentrare cresc.
Volumul maxim l-am identificat ca fiind o bază de date de tip GRID,
reprezentat de volumul de apă antrenat în scurgere, căruia i se calculează timpii de
concentrare, volum de apă pe care l-am calculat prin intermediul modelului SCS-CN.
În urma analizei formulelor de calcul a timpilor de concentrare, am ales
pentru realizarea modelării timpilor de concentrare formula NRCS Velocity
Method. Modelarea spaţială a timpilor de concentrare necesită adaptarea tehnicilor
de modelare spaţială matematică, care presupune prelucrarea stratelor tematice prin
intermediul unor calcule transpuse în ecuaţii şi funcţii pentru a genera atribute noi
stocate în alte strate tematice.
În procesul de modelare spaţială am utilizat programul geoinformatic
ArcG.I.S., respectiv funcţia Raster Calculator a extensiei Spatial Analyst, care
permite realizarea overlazului de tip modelare cartografică, între baze de date raster
şi alfanumerice prin intermediul ecuaţiilor de analiză spaţială.
Forma ecuaţiei de analiză spaţială pe care am utilizat-o pentru calculul
timpului de concentrare, după adaptarea acesteia, este următoarea:
((Pow(La, 0.8) * Pow((1000 / [Q]) - 9, 0.7)) / (4407 * Pow([panta%], 0.5))) * 60
Metoda NRCS Velocity Method permite calculul timpului de concentrare
în ore, de aceea întreaga ecuaţie am înmulţit-o cu 60 pentru a se obţine timpi de
concentrare în minute, pentru a-i putea utiliza şi integra în formula raţională de
calcul.
134

135

136

137

138

139

140

Baza de date rezultată în urma modelării este materializată într-un număr
de 59 de strate tematice în format GRID (Planşele X, XI, XII, XII, XIV), care
reprezintă timpii de concentrare pentru volumul scurs de pe teritoriul fiecărui bazin
hidrografic în parte (Tab. 3.14) şi un grid, unitar, care are ca atribut valorile
timpilor de concentrare pe întreg bazinul hidrografic superior Someşul Mic.
Nu am putut face o comparaţie a datelor rezultate în urma modelării
timpilor de concentrare deoarece valorile minime, medii şi maxime sunt
caracteristice volumelor de apă, nu întregului bazin hidrografic. Am realizat o
analiză a manifestării procentuale a timpilor de concentrare, pe teritoriul bazinului
hidrografic, având în vedere că, în urma modelării se înregistrează valori mici ai
timpilor minimi de concentrare, valori mari ai timpilor de concentrare maximi pe
unele bazine hidrografice şi valori mici ale timpilor de concentrare medii (Tab.
3.14) ceea ce scoate în evidenţă manifestarea procentuală foarte redusă a timpilor
de concentrare maximi şi minimi şi manifestarea unor anumiţi timpi de
concentrare, caracteristici, pe o suprafaţă mai mare.
Denumire
bazin
hidrografic
Lungimea
canalului
de drenaj
(km)
Tabelul 3.14 Caracteristicile timpilor de concentrare
Timp de concentrare modelat
(minute)
Minim Mediu Maxim
141
Lungimea
versantului
(m)
Timp de
concentrare
calculat
(minute)
1 5.49 0.06 0.44 197.26 112.26 2.73
2 8.25 0.03 0.38 34.72 156.52 3.91
3 4.28 0.06 0.32 49.40 77.75 2.15
4 5.66 0.09 0.38 139.19 93.81 3.70
5 9.72 0.07 0.47 28.72 138.57 5.22
6 3.77 0.09 0.38 21.21 88.84 2.12
7 6.29 0.06 0.65 53.33 120.86 3.27
8 4.95 0.05 0.21 49.42 108.67 3.31
9 21.32 0.093 1.40 267.71 237.65 10.75
10 11.84 0.01 0.31 72.09 108.37 4.58
11 5.73 0.04 0.29 43.46 88.76 2.82
12 8.38 0.07 0.25 378.14 119.46 3.54
13 4.27 0.03 0.23 6.68 128.90 4.08
14 4.31 0.03 0.11 34.75 117.15 4.20
15 2.51 0.05 0.09 8.82 68.13 2.23
16 2.85 0.09 0.63 27.57 62.87 2.74
17 4.50 0.14 0.59 165.85 96.52 4.77
19 6.46 0.07 0.72 217.04 91.78 5.29
20 6.86 0.11 0.65 18.47 55.30 6.19
21 4.55 0.13 0.73 46.07 84.25 4.94
22 2.37 0.09 0.29 27.08 63.02 3.47
23 3.81 0.15 0.55 49.42 71.81 3.41
24 7.38 0.11 0.44 434.77 116.81 10.76

25 4.27 0.10 0.90 14.98 61.18 5.19
26 4.05 0.16 0.75 16.49 60.55 6.17
27 9.74 0.16 0.89 90.12 146.59 19.51
28 8.46 0.03 0.27 101.20 173.85 12.92
29 6.44 0.14 0.67 120.01 114.58 12.59
30 8.66 0.12 0.94 105.3 158.90 19.25
31 6.53 0.09 0.62 49.81 165.50 14.21
32 3.71 0.14 0.65 30.79 113.91 11.45
33 2.86 0.14 0.42 169.37 98.01 7.78
34 6.49 0.10 0.70 132.1 212.45 20.65
35 5.13 0.09 0.63 140.2 141.65 14.11
36 5.37 0.22 0.85 52.55 135.70 16.41
37 4.20 0.19 0.79 13.41 118.16 14.44
38 7.85 0.10 0.82 68.52 151.57 23.91
39 5.88 0.10 0.81 53.88 166.91 20.19
40 5.40 0.14 0.67 35.69 119.93 20.03
41 7.77 0.06 0.45 12.05 189.43 23.24
42 4.77 0.10 0.59 33.28 160.84 19.37
43 4.23 0.17 0.96 73.17 100.68 7.15
44 4.80 0.17 0.58 73.90 76.70 5.92
45 3.00 0.07 0.17 7.42 81.81 4.92
46 3.75 0.14 0.42 5.40 55.27 2.63
47 6.27 0.08 0.33 152.53 90.92 5.19
48 11.41 0.06 0.40 71.61 169.08 5.82
Beliş 10.48 0.04 0.32 68.88 152.87 5.38
Chinteni 18.13 0.23 1.24 370.86 337.99 29.88
Feneş 7.91 0.05 0.24 155.94 112.06 5.44
Gârbău 8.40 0.33 0.84 67.33 228.46 33.35
Irişoara 12.22 0.002 0.01 2.09 161.87 5.34
Leşu 7.45 0.03 0.24 20.76 120.72 5.17
Popeşti 14.61 0.16 0.87 368.71 213.39 50.56
Răcătău 16.10 0.02 0.28 73.82 164.75 7.35
Râşca 14.05 0.04 0.27 308.60 105.09 4.32
Şard 10.26 0.05 0.25 304.17 168.46 31.50
Şomtelecu 11.57 0.18 0.74 993.38 178.93 15.37
Căpuş 12.07 0.12 0.99 164.34 126.88 9.10
3.3.4.3 Proceduri de validare a timpilor de concentrare
Pe lângă modelarea timpilor de concentrare pentru volumele de apă, dacă
acestea sunt înregistrate, calculate sau determinate prin aproximare într-o fază
anterioară, în practica de specialitate, se utilizează timpul de concentrare al
bazinului hidrografic, acesta l-am calculat ca sumă între timpul de concentrare în
albie (talbie) şi timpul de concentrare pe versanţi (tversant).
142

Prin calcularea directă a timpilor de concentrare, pe baza formulelor
matematice de calcul am realizat validarea modelului de analiză spaţială G.I.S a
acestora.
Ecuaţia de calcul a timpului de concentrare este următoarea:
t c = talbie
+ tversant
( 26)
în care:
Lalbie
t albie =
( 27)
Valbie
şi
Lversant
t versant =
( 28)
Vversant
unde:
talbie – timpul de concentrare în albie
tversant – timpul de concentrare pe versant
Lalbie – lungimea canalului de drenaj
Lversant – lungimea versantului
Valbie – viteza apei în albie (Anexa IV)
Vversant – viteza apei pe versant (Anexa IV)
Utilizând formulele de calcul (26, 27 şi 28) am calculat timpi de
concentrare minimi pentru bazinele hidrografice 6 şi 3, (Tab. 3.14) bazine
hidrografice situate în zona montană cu pante accentuate, atât cele ale versanţilor
cât şi cea a canalului de drenaj, şi cu viteze mari ale apelor antrenate în scurgere.
Bazinele hidrografice cu cei mai mari timpi de concentrare sunt bazinele
hidrografice Popeşti şi Gârbău (Tab. 3.14) localizate pe treapta de tranziţie şi ce a
de vale caracterizate prin altitudini reduse şi pante mici, respectiv viteze mici de
concentrare a apei.
În urma realizării calculului direct ai timpilor de concentrare şi având la
dispoziţie timpii de concentrare pe care i-am modelat se poate face o comparaţie
între timpii de concentrare calculaţi şi timpii de concentrare modelaţi pentru a se
scoate în evidenţă extensiunea spaţială a suprafeţelor cu timpul de concentrare,
modelat, egal cu timpul de concentrare calculat (Fig. 3.27).
Graficul (Fig. 3.27) scoate în evidenţă extensiunea spaţială, mare, în
proporţie de 98% a intervalului, timpului de concentrare modelat cuprins între 0,09
şi 2 minute, în timp ce extensiunea spaţială a celorlalte intervale temporare este una
scăzută, cuprinsă între 0,001% şi 2%. Timpul de concentrare, pe care l-am calculat
pentru bazinul hidrografic 6 este de 2,12 minute, interval în care se încadrează şi
timpul de concentrare, modelat, cu cea mai mare suprafaţă de manifestare.
Baza de date reprezentând timpii de concentrare modelaţi înregistrează
valori mai mari ai acestora datorită analizei de tip overlay grid, în care unele celule
pot să surprindă schimbările extreme de pantă şi debit pe o anumită suprafaţă
având în vedere rezoluţia de 20 m a acestor strate.
143

98%
144
2%0%
0% 0%
0,09-2 minute
2-4 minute
4-6 minute
6-10 minute
Figura 3.27 Timpi de concentrare modelaţi (bazinul hidrografic 6)
10-21 minute
Pe toate teritoriile bazinelor hidrografice studiate, am identificat suprafeţe
maxime ale timpilor de concentrare modelaţi cu valori care se manifestă în
intervale egale cu valorile timpilor de concentrare calculaţi.
3.3.5 Implementarea G.I.S în metoda reducţională
Datele reţelelor hidrometrice standard având perioade de funcţionare şi
şiruri de debite maxime pe câteva decenii, dar nu mai puţin de 20-25 de ani, pot fi
valorificate direct pentru calculul debitelor maxime pe o cale relativ simplă, relativ
uşoară. Pentru aceasta, se apelează la determinarea unor caracteristici statistice ale
şirurilor de debite maxime anuale şi la studiul legăturii dintre acestea şi factorii
fizico-geografici condiţionali Diaconu şi colab. (1994).
Relaţia reducţională de calcul utilizată pentru determinarea debitelor
maxime cu probabilitatea de depăşire de 1%, este recomandată pentru bazinele
hidrografice cu suprafaţa mai mare de 10 km 2 .
Relaţia de calcul este de forma:
unde:
* ( I 60 )
( F + 1)
K * α * F 1%
3
=
( m / s)
Q1% m
(29)
K - reprezintă coeficientul de transformare a intensităţii ploii din mm/oră
în mm/s şi a suprafeţei bazinului din km 2 în m 2

α - coeficient global de scurgere
(I60)1% - intensitatea maximă orară cu probabilitatea de depăşire 1% (Anexa V)
m - exponentul de reducere a suprafeţei bazinului
F - suprafaţa bazinului
Penru teritoriul României s-au elaborat numeroase sitenze pentru
determinarea debitelor maxime, producând rezultate regionale utile. Odată cu
creşterea bazelor de date referitoare la debitele maxime s-a extins elaborarea de
formule regionale care precizează legături între debitele maxime cu diferite
probabilităţi de depăşire şi suprafaţa bazinelor hidrografice respective.
Aportul G.I.S la calculul debitelor maxime utilizând metoda reducţională lam
materializat prin identificarea şi calculul automat cu o rapiditate mai mare a
suprafeţelor bazinale şi utilizarea coeficienţilor de scurgere modelaţi (vezi Cap.
3.3.4.1). Dacă nu se dispune de sinteze regionale de identificare a intensităţii ploii
de calcul, pentru formula raţională, şi se dispune de date ale intensităţilor,
provenite de la diverse staţii metrorologice, prin intermediul G.I.S se pot realiza
modele spaţiale de determinare a intensităţilor de calcul pentru bazinul hidrografic
analizat.
Calculul debitelor maxime cu probabilitatea de depăşire 1% l-am realizat
ţinând cont de caracteristicile fizico-geografice şi geometrice ale bazinelor
hidrografice, utilizând formula raţională (22) cu toţi parametri specifici acesteia,
obţinuţi prin modelare (coeficientul de scurgere, timpul de concentrare) şi calcul
direct (timpii de concentrare), intensitatea maximă a ploii de 10.1 (intensitate
înregistrată la staţia meteorologică Cluj-Napoca în data de 16.04.2005) şi formula
reducţională (29), pentru bazinele hidrografice cu suprafaţa mai mare de 10 km 2 ,
rezultatele fiind prezentare în tabelul 3.15. Coeficienţii: n (din formula 12 ) – iau
valoarea 0.60, după sintezele realizate de către Platagea Gh. (Anexa I), m (din
formula 29) – ia valori între 0.48 şi 0.50, după sintezele realizate de Diaconu şi
colab (1994) (Anexa VI).
Tabelul 3.15 Intensităţi ale ploii şi debit maxim cu probabilitatea 1% calculat
Denumire
bazin
hidrografic
Suprafaţa
Intensitatea ploii
km 2 I1%,
Mm/min M 3 /s l/s/km 2
(I60)1%
145
Qmax1%
1 7.14 i1% 4.58 114.79 16077.99
2 15.23 (I60)1% 130 74.20 4872.12
3 4.58 i1% 5.07 162.999 35587.77
4 7.89 i1% 3.99 189.30 23992.84
5 31.36 (I60)1% 130 94.65 3018.21
6 6.21 i1% 5.10 222.27 35792.69
7 5.85 i1% 4.22 181.71 31062.31
8 4.26 i1% 4.20 128.59 30187
9 67.09 (I60)1% 130 103.04 1535.93

10 29.50 (I60)1% 130 95.76 3246.35
11 8.45 i1% 4.51 184.95 21887.58
12 11.97 (I60)1% 130 38.20 3191.622
13 7.09 i1% 3.80 148.82 20991.02
14 5.60 i1% 3.75 165.09 29480.42
15 2.01 i1% 4.99 50.33 25040.19
16 2.10 i1% 4.57 54.57 25989.25
17 4.17 i1% 3.52 81.09 19446.72
19 6.59 i1% 3.35 136.43 20703.76
20 7.40 i1% 3.09 164.32 22205.93
21 7.28 i1% 3.46 231.87 31851.41
22 1.79 i1% 4.11 56.55 31594.48
23 2.42 i1% 4.14 68.70 28389.55
24 13.13 (I60)1% 115 68.60 5225.341
25 3.50 i1% 3.38 130.50 37287.85
26 3.70 i1% 3.09 97.61 26381.32
27 15.29 (I60)1% 115 74.41 4866.595
28 19.68 (I60)1% 115 93.36 4744.11
29 7.62 i1% 2.11 150.40 19737.59
30 14.27 (I60)1% 115 62.32 4367.29
31 10.46 (I60)1% 115 57.70 5516.85
32 3.93 i1% 0.57 83.21 21174.4
33 2.96 i1% 2.74 70.50 23820.15
34 12.28 (I60)1% 115 59.67 4859.81
35 7.89 i1% 1.98 140.91 17859.65
36 8.97 i1% 1.81 147.14 16404.1
37 5.40 i1% 1.95 93.43 17303.16
38 14.90 (I60)1% 115 63.77 4279.89
39 8.88 i1% 1.61 153.44 17279.82
40 7.94 i1% 1.62 111.98 14103.85
41 11.65 (I60)1% 115 48.51 4164.55
42 11.05 (I60)1% 115 60.47 5472.86
43 2.95 i1% 2.86 83.37 28261.51
44 4.15 i1% 3.16 67.98 16380.83
45 3.15 i1% 3.47 43.86 13926.95
46 3.09 i1% 4.65 81.75 26458.96
47 11.32 i1% 115 40.50 3577.792
48 18.38 i1% 115 44.36 2413.75
Beliş 25.82 (I60)1% 130 75.58 2927.56
Chinteni 44.21 (I60)1% 115 120.67 2729.69
Feneş 10.06 i1% 3.30 172.05 17102.83
Gârbău 14.69 (I60)1% 115 54.93 3739.40
Irişoara 19.70 (I60)1% 130 68.65 3485.13
Leşu 12.35 (I60)1% 130 55.71 4511.68
Popeşti 34.57 (I60)1% 115 102.65 2969.45
146

Răcătău 41.60 (I60)1% 130 95.03 2284.38
Râşca 20.41 (I60)1% 115 49.71 2435.65
Şard 19.34 (I60)1% 115 63.51 3284.26
Şomtelecu 23.10 (I60)1% 115 81.81 3541.93
Căpuş 33.18 (I60)1% 115 84.06 2533.53
Debitul maxim calculat, pentru bazinele hidrografice studiate scoate în
evidenţă bazinul hidrografic 21 cu debitul maxim cel mai mare (231,87 m 3 /s),
respectiv un debit specific de 31851,41 l/s/km 2 .
Debitul maxim specific pentru bazinele hidrografice analizate, l-am obţinut
utilizând relaţia:
unde:
q s
2
2 ( ) = Q 3 * 1000 / F ( l / s / Km )
( 30)
l / s / km m /
ql/s/km2 – debitul maxim specific
Qm3/s – debitul maxim calculat
F – suprafaţa în km 2
Debitul maxim calculat pe suprafaţa bazinului hidrografic 21 este
influenţat de mai mulţi factori printre care: suprafaţa mică a bazinului 7,28 km 2 , cu
un coeficient mediu de scurgere mare 0,55 şi un timp de concentrare, foarte mic, de
4,94 minute. Debite maxime cu valori ridicate se mai înregistrează pe bazinele
hidrografice 6, 4, 11 (Tab.3.15).
Din analiza factorilor geometrici ai bazinelor hidrografice a reieşit faptul că
bazinul hidrografic 13 este bazinul cu cel mai mare potenţial de înregistrare a
maximelor hidrologice. După realizarea calculelor acest fapt este confirmat,
bazinul hidrografic situându-se în primele zece bazine hidrografice ca debit maxim
calculat cu 148,82 m 3 /s.
Debitele maxime minime cu probabilitatea 1% le-am calculat pentru
bazinele hidrografice 12, 47, 45 (Tab. 3.15), bazine hidrografice caracterizate de un
coeficient de scurgere, mic, cuprins între 0,24-0,47, suprafeţe peste 10 km 2
(bazinele hidrografice 12 şi 47) şi timpul de concentrare în jur de 5 minute.
3.3.6 Implementarea G.I.S în calculul debitelor maxime
pe suprafeţe interbazinale
Cele mai semnificative viituri sunt înregistrate la ploi torenţiale care prin
mărime depăşesc viiturile provenite din topirea zăpezilor sau pe cele combinate din
ploi torenţiale şi topirea zăpezilor. În literatura de specialitate se subliniază faptul
că în bazine hidrografice mici ploile torenţiale de vară generează viituri, care
acoperă viiturile înregistrate în restul anului, indiferent de geneză.
147

Pentru a putea realiza calculul debitului maxim pe suprafeţele interbazinale
am parcurs câteva etape obligatorii: separarea bazinelor hidrografice, determinarea
suprafeţelor interbazinale, alegerea punctelor, ca secţiuni de calcul, de pe cursul
principal pentru care se pot determina areale interbazinale în cascadă, calculul
debitelor maxime cu probabilitate 1%.
3.3.6.1 Determinarea arealelor interbazinale
Determinarea arealelor interbazinale am realizat-o în mod automat
utilizând extensia grid tools a programului ArcView 3.2
Grid tools 1
Prin intermediul extensiei se pot realiza câteva operaţii de analiză, editare,
vizualizare, tăiere şi combinare de griduri. (Fig. 3.28)
Figura 3.28 Determinarea suprafeţelor interbazinale
1 Jeff Jenness ,Wildlife BioloG.I.S.t, G.I.S. Analyst Jenness Enterprises 3020 N. Schevene Blvd.
Flagstaff, AZ 86004 USA jeffj@jennessent.com
148

Având în vedere faptul că suprafaţa pe care am realizat determinarea
suprafeţelor interbazinale, este de tip grid şi că bazinele hidrografice sunt suprafeţe
de tip poligon am folosit, în procesul de delimitare opţiunea clip grid a acestei
extensii.
Ca bază de date rezultată în urma tăierii gridului iniţial, am obţinut un alt
grid având toate caracteristicile gridului vechi înafară de suprafeţele care au fost
înlăturate. Structura bazei de date rezultate reprezintă toate suprafeţele
interbazinale aferente bazinelor hidrografice analizate. (Fig. 3.29)
A
Figura 3.29 Suprafeţe bazinale A, suprafeţe interbazinale B
3.3.6.2 Alegerea punctelor, de pe cursul principal şi determinarea
arealelor interbazinale, în cascadă, aferente acestora.
Odată ce am delimitat toate arealele interbazinale am trecut la identificarea
punctelor, secţiunilor, de clacul a debitelor maxime pentru arealele interbazinale.
Pentru calcul am identificat trei puncte, pe cursul principal, pentru care am realizat
în mod automat, utilizând funcţia Batch Watershed Deliniation a extensiei
ArcHydro, bazinele hidrografice tributare fiecăruia. (Fig. 3.30, 3.31, 3.32)
După cum se poate observa din cele două figuri de mai sus, suprafeţele de
drenaj, tributare fiecărui punct, se întind doar pe zonele interbazinale. Suprafeţele
unde era un bazin hidrografic au fost înlăturate, fapt observat, concret, pe teritoriul
tuturor suprafeţelor interbazinale.
3.3.6.3 Calculul debitului maxim pe suprafeţe interbazinale
Metodologia de determinare a debitului maxim de viitură necesită
cunoaşterea, în prealabil şi pentru suprafeţele interbazinale, a condiţiilor fizicogeografice
şi geomorfologice ale bazinelor hidrografice, dar şi a precipitaţiilor de
149
B

intensitate maximă căzute în bazinul hidrografic respectiv. Pentru suprafeţe
interbazinale de până la 10 km 2 , am utilizat metoda raţională ca metodă principală
de calcul, iar pentru suprafeţele interbazinale depăşesc 10 km 2 , am utilizat metoda
reducţională pentru realizarea calculului.
Figura 3.30 Suprafaţa interbazinală 1
Figura 3.31 Suprafaţa interbazinală 2
150

Figura 3.32 Suprafaţa interbazinală 3
Având în vedere faptul că suprafeţele interbazinale identificate au suprafeţe
foarte mari (Tab. 3.16), am realizat împărţirea acestora în subbazine cu suprafeţe
până la 30 km 2 . Calculul debitului maxim l-am realizat pe subbazinele hidrografice
utilizând metoda reducţională şi raţională, în funcţie de suprafaţa subbazinelor.
Toate variabilele care intră în ecuaţia de calcul sunt prezentate în tabelul 3.16, la fel
şi debitul maxim calculat pe fiecare suprafaţă interbazinală în parte.
Tabelul 3.16 Variabile şi debit maxim calculat pe suprafeţe interbazinale
Suprafaţa
interbazinală
tc
(minute)
Coeficientul
de scurgere
(I60)1%
F
km 2
Qmax1%
m 3 /s
qmax1%
l/s/km 2
1 24,60 0,38 130 163,41 195,21 1194,64
2 43.67 0,37 123 493,66 293,60 594,74
3 70.94 0,43 120 906,140 465,31 513,50
2-1 20.05 0,36 115 330,25 210,34 636,91
3-(1+2) 39,96 0,51 115 412,46 333,11 807,62
În urma realizării calculelor am înregistrat cazuri, în care suprafeţele
interbazinale sunt mai mari decât suprafeţele bazinale, ele contribuind cu un volum
mai mare la scurgere, decât suprafeţele bazinale. De remarcat este faptul că timpii
de concentrare pe suprafeţele interbazinale sunt mai mici datorită lungimii mari a
canalului de drenaj şi suprafeţelor mici ale versanţilor, ceea ce face ca scurgerea să
se concentreze, predominant, în albie, unde vitezele de propagare sunt mai mari.
151

3.4 Proceduri de validare prin metoda hidrografului
unitar
Prin intermediul metodei hidrografului unitar am calculat viitura maximă
care poate surveni în situaţiile cele mai defavorabile din punct de vedere
meteorologic. Această metodă are ca bază de lucru realizarea corelaţiilor dintre
factorii meteorologici generatori de viituri, precipitaţiile de intensitate maximă şi
scurgere.
În procesul de realizare a hidrografului unitar m-am bazat pe o serie de
ipoteze:
Ploaia este distribuită uniform pe teritoriul bazinului hidrografic pentru
care se construieşte hidrograful.
Răspunsul bazinului hidrografic este liniar-pentru o aceeaşi distribuţie în
timp şi spaţiu a precipitaţiilor dintr-un bazin hidrografic, ordonatele hidrografelor
de viitură, la acelaşi interval de timp de la începutul ploii, sunt proporţionale cu
cantitatea medie a precipitaţiilor în exces.
Ipoteza aditivităţii face referire la hidrograful de viitură compus care este
cauzat de două sau mai multe serii de precipitaţii ce se succed fără întrerupere şi pentru
care se cunosc hidrografele simple şi spune că hidrograful unitar se poate construi prin
însumarea hidrografelor simple realizate pentru fiecare ploaie în parte.
Hidrograful unitar se poate defini ca hidrograful de viitură produs de un
exces de precipitaţii egale cu 1 mm, precipitaţii care ajung în canalul de scurgere.
Hidrograful este determinat pentru un râu, bazin hidrografic, într-un anumit punct
de pe suprafaţa acestuia numit secţiune de calcul, ţinând cont de durata
precipitaţiilor în exces şi de distribuţia acestora pe teritoriul bazinului de recepţie.
Pentru a se determina elementele caracteristice ale unui hidrograf unitar sau
realizat mai multe metode: metoda Snyder, metoda Serviciului de protecţia
solului din SUA, metoda Gray.
Metoda Snyder
Este una dintre cele mai utilizate metode, ea fiind utilizată de Corpul
Inginerilor din SUA.
Această metodă permite determinarea elementelor caracteristice
hidrografului unitar, dintre care amintim:
• Timpul de întârziere, timpul de răspuns, intervalul de timp care
separă centrul de gravitaţie a ploii nete de vârful creşterii de nivel
sau de centrul de gravitaţie a hidrografului datorat scurgerii de
suprafaţă;
• Durata precipitaţiilor generatoare de scurgere;
• Baza hidrografului unitar distanţa (minute, ore) între coordonatele
bazei hidrografului scurgerii de suprafaţă;
• Debitul maxim al viituri
152

Metoda Serviciului de Protecţia solului din SUA
Realizarea hidrografului utilizând această metodă, presupune plasarea pe
abscisă a rapoartelor t/tcrestere, iar pe ordonată rapoartele Q/Qmax. Metoda are la
bază un hidrograf adimensional.
Acest tip de hidrograf se realizează în urma analizei unui număr foarte
mare de hidrografe unitare trasate pe bazine hidrografice cu diferite ordine de
mărime şi condiţii pluviometrice variate.
Metoda este simplu de aplicat, trebuind, doar, să se calculeze timpul de
creştere. Pentru timpul de răspuns se folosesc legături numerice care leagă durata
de suprafaţa bazinului hidrografic, acesta fiind obţinut în ore.
Alte tipuri de hidrografe, care se întocmesc în diverse scopuri practice sunt
reprezentate de hidrograful unitar instantaneu, hidrograful unitar sintetic,
hidrograful unitar conceptual, hidrograful unitar geomorfologic etc.
3.4.1 Construirea hidrografului unitar pentru bazinele
hidrografice cu închidere la staţia hidrologică Poiana Horea
(Beliş) şi Smida (precipitaţii orare)
Pentru construirea hidrohrafului unitar am luat în considerare relaţiile
dintre ploaie şi debitul generat de ploaia respectivă.
Construcţia hidrografului unitar am realizat-o pentru un număr de două
ploi cu durata mai mare decât timpul de concentrare, contribuţia bazinului
devenind maximă pentru formarea scurgerii, el contribuind cu toată suprafaţa la
formarea acesteia. Hidrograful scurgerii l-am obţinut prin convoluţia unei ploi
continue, adică, prin însumarea unei infinităţi de hidrografe unitare continue.
Pentru construirea hidrografului am utilizat date reprezentând precipitaţiile
pe care le-am considerat unitare pe întreaga suprafaţă de drenaj. Odată cu datele
meteorologice am primit şi hietograma precipitaţiilor (Tab. 3.17, Fig. 3.33),
hidrograful realizându-l mai repede şi cu o preczie mai mare.
Tabelul 3.17 Cantităţi orare de precipitaţii
PLOAIA 1 PLOAIA 2
Data Ora Precipitaţiile Data Ora Precipitaţiile
(mm)
(mm)
04.08.2007 09:32:26 0 11.08.2007 16:32:07 0
04.08.2007 10:32:54 4,8 11.08.2007 17:33:04 3
04.08.2007 11:33:28 7,6 11.08.2007 18:32:03 5,4
04.08.2007 12:34:52 1,8 11.08.2007 19:32:03 4,6
04.08.2007 13:35:28 2,6 11.08.2007 20:35:35 0,8
04.08.2007 14:32:56 1,6 11.08.2007 21:33:35 1
04.08.2007 15:33:21 0,4 11.08.2007 22:23:34 0
04.08.2007 16:33:49 0,2
04.08.2007 17:33:51 0
153

A B
Intensitatea (mm)
0
1
2
3
4
5
6
7
8
Durata (minute)
10:32:54 11:33:28 12:34:55 13:35:28 14:32:56 15:33:21 16:33:49
154
Precipitatia (mm)
0
1
2
3
4
5
6
17:33:04 18:32:03
Ora observatiei
19:32:03 20:35:35 31:33:35
Figura 3.33 Hietograma precipitaţiilor A Ploaia 1, B Ploaia 2
Utilizând datele reprezentând cantităţile de precipitaţii orare înregistrate,
ale celor două ploi, am construit hidrograful unitar pentru secţiunile de închidere
ale staţiilor Poiana Horea şi Smida, cu timpul de concentrare 25,58 minute pentru
prima şi 24,37 minute pentru a doua staţie hidrologică (Fig. 3.34, 3.35).
Q (m 3 /s)
Q (m 3 /s)
250
200
150
100
A B
50
0
00:01:00
00:15:00
00:29:00
00:43:00
00:57:00
01:11:00
01:25:00
01:39:00
01:53:00
A
180
160
140
120
100
80
60
40
20
0
00:01:00
00:12:00
00:23:00
00:34:00
02:07:00
02:21:00
02:35:00
02:49:00
03:03:00
03:17:00
03:31:00
03:45:00
03:59:00
04:13:00
T (min)
10:32:54
11:33:28
12:34:55
13:05:28
14:32:56
15:33:21
16:33:49
Hidrograf unitar
Q (m 3 /s)
300
250
200
150
100
50
0
00:01:00
00:15:00
00:29:00
00:43:00
00:57:00
01:11:00
01:25:00
01:39:00
01:53:00
02:07:00
02:21:00
02:35:00
T (min)
Figura 3.34 Hidrograful unitar A Poiana Horea, B Beliş, ploaia 1
00:45:00
00:56:00
01:07:00
01:18:00
01:29:00
01:40:00
01:51:00
02:02:00
02:13:00
02:24:00
02:35:00
02:46:00
02:57:00
03:08:00
03:19:00
T (min)
17:33:04
18:32:03
19:32:03
20:35:35
21:33:35
Hidrograful unitar
Q (m 3 /s)
200
180
160
140
120
100
80
60
40
20
0
02:49:00
03:03:00
10:32:54
11:33:28
12:34:55
13:05:28
14:32:56
15:33:21
16:33:49
Hidrograf unitar
03:17:00
03:31:00
03:45:00
03:59:00
04:13:00
00:01:00
00:10:00
00:19:00
00:28:00
00:37:00
00:46:00
00:55:00
01:04:00
01:13:00
01:22:00
01:31:00
01:40:00
01:49:00
01:58:00
02:07:00
02:16:00
02:25:00
02:34:00
02:43:00
02:52:00
03:01:00
03:10:00
03:19:00
Figura 3.35 Hidrograful unitar A Poiana Horea, B Beliş, ploaia 2
T (min)
17:33:04
18:32:03
19:32:03
20:35:35
21:33:35
Hidrograful unitar
În urma realizării hidrografului unitar am obţinut debitul maxim din
precipitaţii egal cu 243,9 m 3 /s pentru staţia Poiana Horea (debit atins la o oră de la
începerea ploii) şi 247,23 m 3 /s la staţia Smida, pentru ploaia 1. Debitele calculate,
prin metoda hidrografului unitar pentru ploaia 2 sunt egale cu 170,55 m 3 /s pentru
staţia Poiana Horea şi 177,14 m 3 /s pentru staţia Smida, debite calculate la o oră şi
jumătate de la începutul ploii.
B

3.4.2. Construirea hidrografului unitar pentru bazinul
hidrografic 21 pe baza intensităţii maxime şi
timpi standard de înregistrare a precipitaţiilor
Hidrograful de viitură are ca formă generală de reprezentare o curbă
asimetrică în formă de clopot. Pe baza graficului hidrografului se pot definii
următorii timpi caracteristici: timpul de răspuns al bazinului, timpul de concentrare,
timpul de ascensiune, timpul de bază reprezentat de durata de timp dintre începutul
şi sfârşitul hidrografului unitar.
Hidrograful unitar, de viitură l-am realizat pentru bazinul hidrografic 21
pentru o ploaie, prognozată, de 20 mm în 5 minute. Hietograma precipitaţiilor (Fig.
3.36) a fost realizată pentru fiecare minut al ploii torenţiale.
Intensitatea (mm)
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
1 2
Durata (minute)
3 4 5
Figura 3.36 Hietograma precipitaţiilor pentru ploaia torenţială
Pe baza hietogramei precipitaţiilor am calculat debitului maxim pentru
fiecare interval de timp al intensităţii prin intermediul formulei raţionale (22) cu
următoarele caracteristici hidrologice şi fizice ale bazinului: timpul de concentrare
4,94 minute, suprafaţa 7,28 km 2 .
Hidrograful l-am realizat prin corelarea debitului maxim calculat pentru
fiecare ploaie de intensitate maximă în unitatea de timp cu timpul de concentrare
aferent bazinului hidrografic.
Astfel, pentru fiecare ploaie am construit un hidrograf reprezentând debitul
maxim atins la momentul respectiv, rezultând un număr de 5 hidrografe singulare
corespunzând celor cinci minute cât a durat ploaia de intensitate maximă
(Fig.3.37).
Hidrograful unitar, curba maximă a hidrografului, se obţine prin însumarea
hidrografelor singulare corespunzătoare fiecărei ploi de durată şi intensitate
prognozată.
Hidrografu l =
A+
B + C + D + E
155

Q1% (m 3 /s)
400
350
300
250
200
150
100
50
0
351,956
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14
T (min)
Figura 3.37 Hidrograful unitar bazinul hidrografic 21
Vârful maxim al viiturii, generată de ploaia de intensitate maximă
prognozată având o perioadă de cinci minute este de 351,95 m 3 /s.
Metodologia de elaborare a hidrografului unitar, prezentată în capitolul 3.4.1,
am utilizat-o şi pentru a construi hidrograful scurgerii rezultat în urma înregistrării
cantităţilor de precipitaţii din 10 în 10 minute (intervale de timp considerate standard
pentru prelevarea datelor de precipitaţii utilizând aparatura digitală). Hietograma
precipitaţiilor (Fig. 3.38) înregistrate în intervalul orar 20:35-23:25 în data de
6.04.2008 indică cantităţi maxime de precipitaţii cuprinse între 0 şi 0,4 mm.
Precipitaţii (mm)
0,0
0,1
0,1
0,2
0,2
0,3
0,3
0,4
0,4
0,5
Intervalul orar
20,35
20,45
20,55
21,05
21,15
21,25
21,35
21,45
21,55
156
Hu1
Hu2
Hu3
Hu4
Hu5
Hutot
22,05
22,15
22,25
22,35
22,45
22,55
23,05
23,15
23,25
Figura 3.38 Hietograma precipitaţiilor pentru timpi standard
În urma transformării cantităţii de precipitaţii în scurgere, prin intermediul
formulelor matematice şi reprezentării grafice a debitelor obţinute, am construit

hidrograful unitar (Fig. 3.39) specific timpilor standard, hidrograf unitar care
scoate în evidenţă continuarea şi propagarea scurgerii după încetarea ploii într-un
interval temporar egal cu timpul de concentrare.
Q m3/s
5,5
5
4,5
4
3,5
3
2,5
2
1,5
1
0,5
0
00:00:00
00:00:10
00:00:20
00:00:30
00:00:40
00:00:50
157
00:01:00
Intervalul orar (minute)
00:01:10
00:01:20
00:01:30
00:01:40
Figura 3.39 Hidrograful unitar pentru timpi standard
20:35
20:45
20:55
21:05
21:15
21:25
21:35
21:45
21:55
22:05
22:15
22:25
22:35
22:45
22:55
23:05
23:15
23:25
Hu
Metoda, relativ simplă, de realizare a hidrografului unitar îl impune ca
instrument de calcul în practica de specialitate în bazinele hidrografice mici unde
influenţa factorului geografic este mică.
3.5 Proceduri de validare prin analiza de frecvenţă
În domeniul hidrologiei, sarcina de a obţine informaţii primare asupra
mărimilor hidrologice (niveluri, debite, viteze etc) revine hidrometriei, iar
totalitatea datelor privind răspândirea, cantitatea şi variaţia apelor de suprafaţă şi
subterane constituie fondul hidrologic. Prin prelucrarea statistică a datelor din
fondul hidrologic se obţin în principal parametrii necesari pentru dimensionarea
lucrărilor hidroenergetice Drobot (1997).
O metodă statistică pentru interpretarea şi evaluarea probabilistică, prin
intermediul analizei de frecvenţă, a proceselor şi fenomenelor, hidrologice,
considerate aleatorii, este reprezentată de analiza de frecvenţă. Analiza de frecvenţă
are drept obiectiv principal stabilirea relaţiilor existente între evenimente extreme,
viituri, şi stabilirea probabilităţii lor de depăşire sau nedepăşire.

Teoria probabilităţilor este ansamblul de reguli, legi, scheme care definesc
relaţiile dintre probabilităţile de realizare a unor evenimente întâmplătoare
(probabile). In matematică, probabilitatea este un raport între numărul cazurilor
favorabile de realizare unui eveniment întâmplător şi numărul total de cazuri
posibile.
Probabilitatea este o mulţime numerică prin care se exprimă caracterul
aleatoriu al unui eveniment, al unui fenomen; calculul probabilităţilor este calculul
matematic care permite sa se aprecieze dacă un eveniment complex se va întâmpla
sau nu, în funcţie de eventualitatea unor evenimente mai simple, presupus
cunoscute.
Probabilitatea unui eveniment este o valoare cuprinsa între 0 şi 1. Dacă
probabilitatea unui eveniment este 0, atunci evenimentul este imposibil; daca
probabilitatea unui eveniment este 1, atunci evenimentul este sigur.
Evenimentul este, în calculul probabilităţilor, rezultatul unei experienţe sau
al unei observaţii.
Evenimentul imposibil nu se realizează la nici o efectuare a experienţei.
Evenimentul imposibil are probabilitatea 0.
Evenimentul posibil este cel care poate sau nu să aibă loc. Are
probabilitatea mai mare ca 0 şi mai mică ca 1.
Evenimentul sigur este evenimentul care se realizează cu certitudine.
Probabilitatea evenimentului sigur este 1.
Definiţia clasică a probabilităţii de realizare a unui eveniment i, notată cu
P(i), în urma realizării unui experiment aleatoriu al cărui spaţiu de realizare este S,
este dată de raportul:
P
() i
nr.
derealizari
favorabilemultimiii
=
nr.
total posibil derealizarideaceeasisansa,
corespunzatoaremultimii
S
Pentru prelucrarea datelor hidrometrice obţinute din măsurători sau calcule,
din punct de vedere practic, interesează debitele maxime corespunzătoare unor
probabilităţi mici 5%, 2%, 1%, 0.5%, 0.3%, 0.1%. Pentru unele lucrări practice,
dimensionarea tuburilor de evacuare, podurilor etc., se pot calcula şi debite maxime
cu alte probabilităţi de apariţie, cu probabilităţile specificate de proiectant.
Curbele teoretice de probabilitate Kriţki-Menkel, Pearson III şi Exponenţiale
sunt cele mai utilizate în calculul probabilităţilor empirice de depăşire.
Probabilitatea empirică de depăşire se determină cu formula lui Weibull:
i
P = * 100%
n + 1
158
( 31)
unde:
i – numărul de ordine al valorii din şirul debitelor maxime ordonate
descrescător
n – numărul de valori din şir

3.5.1 Curba de probabilitate Gama generalizată
Pentru determinarea debitelor maxime cu diferite probabilităţi de depăşire
am utilizat această curbă teoretică care se implementează prin intermediul
formulei:
Q p % = K p%
* Q
159
3
m / s
( 32)
unde: coeficienţii Kp% se determină pe baza tabelelor Kriţki-Menkel, valoarea lor
fiind în funcţie de coeficientul de variaţie (Cv), probabilitatea de depăşire (p%) şi
raportul dintre coeficientul de asimetrie şi cel de variaţie (Cs/Cv).
Calculul coeficientului de asimetrie este recomandat să se realizeze doar
pentru perioade lungi de timp, de preferat peste 100 de ani, pentru şiruri de date
sub 100 de ani este recomandată adoptarea unor valori care sunt în funcţie de
coeficientul de variaţie:
• Cs = 2 * Cv pentru debite maxime provenite din topirea zăpezilor
• Cs = 4 * Cv pentru debite maxime provenite din ploi
• Cs = 3 * Cv pentru debite maxime cu provenienţă mixtă
Având în vedere provenienţa debitelor maxime, din ploi torenţiale, am
adoptat relaţia Cs =4*Cv, Cv =0,29 (coeficient specific bazinului hidrografic
superior Someşul Mic), obţinându-se coeficienţii Kp% (Tab.3.18) prin intermediul
tabelului Kriţki-Menkel (Anexa VII). Utilizând ecuaţia (32) se obţin debitele
maxime specifice unor probabilităţi de depăşire prestabilite (Tab.3.19).
Denumire
bazin
hidrografic
Tabelul 3.18 Coeficienţi Kriţki-Menkel
P% 0.1% 0.5% 3% 5% 50%
Kp% 2,71 2,42 2,05 1,97 0,98
Tabelul 3.19 Probabilităţi de depăşire pentru debite maxime calculate pentru
i max istoric = 10.1 mm/min(curba teoretică Gamma generalizata)
Debitul
0,1%
Debitul
0,5%
Debitul
3%
Debitul
5%
Debitul
50%
Q
M 3 q
/s l/s/km 2
Q
m 3 q
/s l/s/km 2
Q
m 3 q
/s l/s/km 2
Q
m 3 q
/s l/s/km 2
Q
m 3 q
/s l/s/km 2
1 311.08 43571.35 277.79 38908.74 235.31 32959.88 226.13 316736.4 112,4942 15756,43
2 201.08 13203.45 179.56 11790.53 152.11 9987.84 146.17 95980.76 72,716 4774,678
3 441.70 96442.86 394.43 86122.4 334.12 72954.93 321.09 701079.1 159,7302 34876,01
4 513.00 65020.6 458.10 58062.67 388.06 49185.32 372.92 472658.9 185,514 23512,98
5 256.50 8179.34 229.05 7304.06 194.03 6187.33 186.46 59458.74 92,757 2957,846
6 602.35 96998.19 537.89 86618.31 455.65 73375.01 437.87 705116 217,8246 35076,84
7 492.43 84178.86 439.73 75170.79 372.50 63677.74 357.96 611927.5 178,0758 30441,06
8 348.74 81806.77 311.42 73052.54 263.81 61883.35 253.51 594683.9 126,1162 29583,26
9 279.23 4162.37 249.35 3716.95 211.23 3148.65 202.98 30257.82 100,9792 1505,211
10 259.50 8797.60 231.73 7856.16 196.30 6655.01 188.64 63953.1 93,8448 3181,423
11 501.21 59315.34 447.57 52967.94 379.14 44869.54 364.35 431185.3 181,251 21449,83

12 103.52 8649.29 92.44 7723.72 78.31 6542.82 75.25 62874.91 37,436 3127,788
13 403.30 56885.66 360.14 50798.27 305.08 43031.59 293.17 413523.1 145,8436 20571,2
14 447.39 79891.94 399.51 71342.62 338.43 60434.86 325.22 580764.3 161,7882 28890,81
15 136.39 67858.91 121.79 60597.26 103.17 51332.39 99.15 493291.7 49,3234 24539,39
16 147.88 70430.87 132.05 62893.99 111.86 53277.96 107.50 511988.2 53,4786 25469,47
17 219.75 52700.61 196.23 47061.06 166.23 39865.78 159.74 383100.4 79,4682 19057,79
19 369.72 56107.19 330.16 50103.1 279.68 42442.71 268.76 407864.1 133,7014 20289,68
20 445.30 60178.07 397.65 53738.35 336.85 45522.16 323.71 437456.8 161,0336 21761,81
21 628.36 86317.32 561.12 77080.41 475.33 65295.39 456.78 627472.8 227,2326 31214,38
22 153.25 85621.04 136.85 76458.64 115.92 64768.68 111.40 622411.3 55,419 30962,59
23 186.17 76935.68 166.25 68702.71 140.83 58198.58 135.33 559274.1 67,326 27821,76
24 185.90 14160.67 166.01 12645.32 140.63 10711.95 135.14 102939.2 67,228 5120,833
25 353.65 101050.1 315.81 90236.6 267.52 76440.09 257.08 734570.6 127,89 36542,09
26 264.52 71493.38 236.21 63842.79 200.10 54081.71 192.29 519712 95,6578 25853,69
27 201.65 13188.46 180.07 11777.15 152.54 9976.51 146.58 95871.82 72,9218 4769,258
28 253.00 12856.54 225.93 11480.75 191.38 9725.42 183.91 93458.97 91,4928 4649,228
29 407.58 53488.87 363.96 47764.97 308.32 40462.06 296.28 388830.5 147,392 19342,84
30 168.88 11835.36 150.81 10568.84 127.75 8952.94 122.77 86035.61 61,0736 4279,944
31 156.36 14950.66 139.63 13350.78 118.28 11309.54 113.66 108681.9 56,546 5406,513
32 225.49 57382.62 201.36 51242.05 170.58 43407.52 163.92 417135.7 81,5458 20750,91
33 191.05 64552.61 170.61 57644.76 144.52 48831.31 138.88 469297 69,09 23343,75
34 161.70 13170.09 144.40 11760.74 122.32 9962.61 117.54 95738.26 58,4766 4762,614
35 381.86 48399.65 341.00 43220.35 288.86 36612.28 277.59 351835.1 138,0918 17502,46
36 398.74 44455.11 356.07 39697.92 301.63 33628.41 289.86 323160.8 144,1972 16076,02
37 253.19 46891.56 226.10 41873.65 191.53 35471.48 184.05 340872.3 91,5614 16957,1
38 172.81 11598.5 154.32 10357.33 130.72 8773.77 125.62 84313.83 62,4946 4194,292
39 415.82 46828.31 371.32 41817.16 314.55 39423.63 302.27 340412.5 150,3712 16934,22
40 303.46 38221.43 270.99 34131.32 229.55 28912.89 220.60 277845.8 109,7404 13821,77
41 131.46 11285.93 117.39 10078.21 99.44 8537.32 95.56 82041.64 47,5398 4081,259
42 163.87 14831.45 146.33 13244.32 123.96 11219.36 119.12 107815.3 59,2606 5363,403
43 225.93 76588.69 201.75 68392.85 170.90 57936.1 164.23 556751.7 81,7026 27696,28
44 184.22 44392.05 164.51 39641.61 139.35 33580.7 133.92 322702.4 66,6204 16053,21
45 118.86 37742.03 106.14 33703.22 89.913 28550.25 86.40 274360.9 42,9828 13648,41
46 221.54 71703.78 197.83 64030.68 167.58 54240.87 161.04 521241.5 80,115 25929,78
47 109.75 9695.81 98.01 8658.25 83.02 7334.47 79.78 70482.46 39,69 3506,234
48 120.21 6541.26 107.35 5841.27 90.93 4948.18 87.38 47550.88 43,4728 2365,475
Beliş 204.82 7933.68 182.90 7084.69 154.93 6001.49 148.89 57672.93 74,0684 2869,009
Chinteni 327.01 7397.46 292.02 6605.85 247.37 5595.86 237.71 53774.89 118,2566 2675,096
Feneş 466.25 46348.67 416.36 41388.85 352.70 35060.8 338.93 336925.8 168,609 16760,77
Gârbău 148.86 10133.77 132.93 9049.34 112.60 7665.77 108.21 73666.18 53,8314 3664,612
Irişoara 186.04 9444.70 166.13 8434.01 140.73 7144.51 135.24 68657.06 67,277 3415,427
Leşu 150.97 12226.65 134.81 10918.27 114.20 9248.94 109.74 88880.1 54,5958 4421,446
Popeşti 278.18 8047.21 248.41 7186.06 210.43 6087.37 202.22 58498.17 100,597 2910,061
Răcătău 257.53 6190.67 229.97 5528.2 194.81 468.97 187.20 45002.29 93,1294 2238,692
Râşca 134.71 6600.61 120.29 5894.27 101.90 4993.08 97.92 47982.31 48,7158 2386,937
Şard 172.11 8900.34 153.69 7947.90 130.19 6732.73 125.11 64699.92 62,2398 3218,575
Şomte
Lecu
221.70 9598.63 197.98 8571.47 167.71 7260.95 161.16 69776.02 80,1738 3471,091
Căpuş 227.80 6865.86 203.42 6131.14 172.32 5193.73 165.59 49910.54 82,3788 2482,859
160

3.5.2 Analiza de frecvenţă a debitelor teoretice pentru bazinul
hidrografic 21
Modelele de analiză a frecvenţei sunt folosite cu precădere în calculele
inginereşti cu scopul de a se calcula, măsura, frecvenţa de producere a unor
evenimente hidrologice sau probabilitatea de depăşire şi nedepăşire a acestora.
Probabilitatea impune scoaterea în evidenţă a termenului „risc” adică riscul ca
valoarea respectivului eveniment să poată fi depăşită –pentru valori maxime- sau să
fie sub valoarea minimă de producere a evenimentului –pentru valorile minime.
Pentru bazinele hidrografice unde se dispune de serii lungi de măsurători
de intensităţi de intensităţi maxime a precipitaţiilor, peste 15 ani şi sunt calculate
sau măsurate debitele maxime provenite din intensităţi, se poate realiza
determinarea probabilităţilor de apariţie a unei viituri, timpului de retur şi volumul
acesteia prin intermediul analizei de frecvenţă şi a funcţiilor statistice.
Analiza de frecvenţă are ca obiectiv principal stabilirea relaţiei existente
dintre diferite evenimente extreme (viituri, etiaj) şi probabilitatea lor de depăşire
sau de nedepăşire (Perault şi colab, 1994, Drobot 1997, Haidu 2002).
Analizând debitele maxime calculate (Tab. 3.15), iese în evidenţă faptul că
bazinul hidrografic cu cel mai mare debit maxim este bazinul hidrografic 21, astfel,
având la dispoziţie un şir de date ale intensităţilor maxime de precipitaţii pe 26 de ani
(Tab.3.6), înregistrate la staţia meteorologică Cluj-Napoca, am calculat debite maxime
pentru fiecare intensitate (Tab. 3.20) şi am realizat analiza statistică a acestora cu
scopul determinării probabilităţii şi a volumelor la o anumită perioadă de retur.
Tabelul 3.20 Debite maxime calculate prin metoda raţională pe baza ploilor de intensitate
maxima anuala (bazinul hidrografic 21)
Anul Q m 3 /s Anul Q m 3 /s
1975 45.39 1992 42.86
1976 47.91 1993 31.26
1977 25.21 1994 47.91
1978 35.30 1995 42.36
1979 50.43 1996 94.56
1980 60.52 1997 171.47
1981 53.96 1998 57.99
1982 30.26 1999 78.17
1983 15.13 2001 78.92
1984 47.91 2002 39.08
1985 42.36 2003 36.06
1986 47.91 2004 48.41
1991 47.40 2005 254.69
Pentru ca şirul de date să fie utilizat cu succes în procesul de analiză şi
pentru a obţine date corecte şi veridice am realizat teste non-parametrice pentru a
se determina dacă datele sunt independente sau identic distribuite.
În urma testului de independenţă realizat cu programul HYFRAN, prin
intermediul testelor Wald-Wolfowitz, Kendal, Wilcocson la scară anuală, reiese
161

faptul că şirul de debite maxime calculate este independent şi debitele sunt
dependente (autocorelaţie de ordin 1) fapt pentru care acestea pot fi utilizate în
procesul de modelare statistică.
Probabilitatea empirică de depăşire q am calculat-o după formula lui
Cunae, iar perioadele de retur T, cu ecuaţia (33), ecuaţie utilizată pentru excesul de
umiditate.
1 1
T = =
1−
q p
162
( 33)
unde:
q = F(x); probabilitatea de nedepăşire
p = 1-F(x); probabilitatea de depăşire
Alegerea funcţiei statistice pentru calculul timpului de retur şi analizei de
probabilitate am făcut-o prin intermediul comparaţiei a două legi de probabilitate
(Fig. 3.42): Gumbel (Fig. 3.40) şi funcţia Exponenţială (Fig. 3.41).
Figura 3.40 Funcţia Gumbelt Figura 3.41 Funcţia exponenţială
Figura 3.42 Comparaţie grafică a funcţiilor de probabilitate

Funcţia Pearson tip III şi Log-Pearson tip III, funcţii care au dat foarte
bune rezultate pe teritoriul României, nu au putut fi utilizate în procesul de
modelare deoarece nu au fost îndeplinite o serie de teste, ex. testul Chi.
Din analiza variaţiei grafice, dar şi după verificarea analizelor numerice
AIC (Criteriul informaţional a lui Akaike), BIC (Criteriul informaţional Bayesian),
am ales legea de probabilitate exponenţială care are următoarea formă:
unde:
Q
m 3 /s q
f
1
α
⎧ x − m⎫
⎨ ⎬
⎩ α ⎭
( x)
= exp −
( 28)
α = 47.08
m = 13.31
Tabelul 3.21 Timpi de retur şi probabilităţi de depăşire (HYFRAN)
T1000 T200 ani T100ani Q 254.69 m 3 /s
Interval de
confidenţă
95%
Q
m 3 /s
q
Interval de
confidenţă
95%
163
Q
m 3 /s
q
Interval de
confidenţă
95%
Tani
q
Interval de
confidenţă
95%
339 0.1 % 212-467 263 0.005 % 166-361 231 1% 146-315 169 0.994 161-349
Din analiza de frecvenţă a şirului de date, utilizând legea de probabilitate
exponenţială, se desprinde faptul că debitele simulate XT cresc odată cu creşterea
probabilităţii empirice (o creştere lentă până la 0.5 urmată de o creştere accentuată
până la 0,99) şi creşterea timpului de revenire.
În tabelul 3.21 sunt prezentate debitele, probabilităţile empirice şi
intervalul de variaţie a debitelor pentru câţiva timpi de retur, dar şi timpul de retur a
debitului maxim calculat pe bazinul hidrografic 21, probabilitatea empirică de
nedepăşire şi intervalul de variaţie a acestuia. Intervalul de variaţie a debitului
maxim cu probabilitatea de depăşire empirică calculată şi timpul de retur T este
determinat pentru un nivel de confidenţă de 95%. Cu cât nivelul de confidenţă
scade cu atât ecartul de variaţie a debitului este mai mică.

4. IDENTIFICAREA ZONELOR DE RISC
PENTRU APARIŢIA VIITURILOR
Identificarea zonelor de risc pentru apariţia şi manifestarea viiturilor de
versant oferă posibilitatea prevenirii şi combaterii efectelor pe care, acestea, le pot
provoca.
În urma procesului de modelare, extragere automată a variabilelor de
calcul şi introducerea acestora în ecuaţiile, raţională şi reducţională, pentru calculul
debitelor maxime provenite din viituri, pe bazine hidrografice mici unde nu se
dispune de măsurători, am obţinut debite maxime, utile pentru a putea identifica
arealele cu diferite categorii cu risc de apariţie a viiturilor de versant.
Sistemele geografice informaţionale permit manipularea şi analiza mai
multor componente ale modelelor hidrologice, stocate sub formă de layere cu
atribute spaţiale binedefinite utilizând resurse mici de timp şi baze de date din ce in
ce mai diversificate.
Având în vedere faptul că baza de date necesară procesului de identificare
a arealelor de risc a fost realizată în etapele anterioare de modelare a variabilelor
care intră în formulele de calcul a debitelor maxime (vezi cap. 3.2, 3.3 ) şi că am
dispus de informaţii referitoare la circulaţia apei în sol, am putut concepe şi realiza
două modele hidro-G.I.S. care, interconectate prin intermediul ecuaţiilor de analiză
spaţială, permit identificarea arealelor cu diferite grade de risc.
4.1 Principii de lucru
În ultima perioadă de timp, pe plan naţional, cât mai ales, pe plan mondial,
cele mai multe cercetări în domeniul hidrologiei au fost legate de elaborarea şi
aplicarea modelelor matematice în diferite scopuri: prognoză, predicţie şi evaluare
a influenţei omului asupra regimului hidrologic natural. În hidrologie modelele
constituie o necesitate care ţine de natura foarte complexă a proceselor care au loc
în bazinele hidrografice, procese care ţin atât de natura scurgerii cât şi de
transformarea în timp a bazinului hidrografic datorită activităţii antropice cât şi
schimbării factorilor naturali. Aceste transformări, naturale şi antropice,
influenţează în primul rând caracteristicile topografice ale bazinului, care duc la
influenţe asupra concentrării apei în albie şi în final asupra întregului proces de
scurgere.
164

Modelarea sistemului hidrologic reprezintă una din cele mai complexe
probleme ale hidrologiei. Cele mai mari probleme intervin datorită faptului că:
precipitaţiile şi factorii meteorologici sunt neuniformi în timp şi spaţiu şi datorită
acestui fapt, procesele de transfer de masă şi energie dintr-un bazin hidrologic sunt
neuniforme. Cea mai mare dificultate în procesul de modelare a scurgerii o
reprezintă intervenţia antropică asupra componentelor ciclului hidrologic şi în
acelaşi timp a interacţiunii dintre ele.
Primul pas în începerea procesului de modelare a bazinelor hidrologice
face referire la modul de tratare a acestora. Orice bazin hidrologic poate fi tratat,
din punct de vedere al modelării, în două feluri: (Fig. 4.1)
1. ca o descriere spaţială, în acest scop folosindu-se harta ca
element de bază a modelării
2. ca proces de reprezentare, integrându-se ecuaţiile şi formulele
matematice în procesul de modelare.
Figura 4.1 Metode de modelare a bazinului hidrologic
Tratarea bazinului hidrologic ca unitate fizico-geografică omogenă, sistem
spaţial, este, în general, permisă numai pentru suprafeţe relativ reduse, cu toate că
şi pentru aceste suprafeţe se implică unele aproximări. Utilizând metoda procesului
de reprezentare se pot lua în calcul toate elementele care intră în formarea
procesului de scurgere. Această metodă presupune, în timpul procesului de
modelare, elaborarea de modele cu parametrii concentraţi care să scoată în
evidenţă, cât mai fidel, caracteristicile elementelor urmărite în timpul modelării.
Obiectivele care se impun în momentul începerii analizei sistemelor
hidrologice sunt studierea transformărilor care au loc în sistem şi prevederea,
predicţia ieşirilor din sistem. Sistemul hidrologic nu se deosebeşte cu nimic de un
sistem clasic; intrările şi ieşirile sunt variabile hidrologice măsurabile, iar
transformările din interiorul sistemelor sunt reprezentate de ecuaţii stabilite între
variabilele de intrare şi ieşirile din sistem (Fig. 4.2).
165

Intrări Ieşiri
Sistem hidrologic
∑
∑ - ecuaţii de transformare între intrări şi ieşiri
Figura 4.2 Schematizarea sistemului hidrologic
Sistemele hidrologice sunt sisteme foarte complexe, din acest motiv,
hidrologii nu pot să analizeze complet toate problemele hidrologice naturale, aşa
că, simplificarea este necesară pentru a se putea folosi soluţiile matematice.
Layerele rezultate în procesul de realizare a bazei de date spaţiale, care
oferă informaţii despre realităţile spaţiale ale teritoriului, pot fi utilizate cu succes
în procesul de modelare hidrologică G.I.S..
Modelarea spaţială, în cadrul G.I.S., trebuie sa urmărească o anumită cale
de la culegerea bazei de date, aducerea ei la zi pană la faza de rezolvare a unor
probleme şi trecerea la procesul, efectiv, de modelare.
În cadrul G.I.S. termenul de model are mai multe înţelesuri. Cel mai
vehiculat înţeles este acela de reprezentare a realităţii (Fig. 4.3). Un alt înţeles ar fi
acela de analiză spaţială (Fig. 4.4) (folosirea formulelor matematice în procesul de
combinare şi reprezentare finală a realităţii).
Figura 4.3 Model de reprezentare a realităţii (ESRI 2003)
Figura 4.4 Model de analiză spaţială
166

Produsele geoinformatice furnizează platforme pentru modelarea şi
simularea proceselor hidrologice fiind utile pentru înţelegerea şi urmărirea
proceselor care au loc în interiorul sistemului hidrologic.
Identificarea zonelor de risc pentru apariţia viiturilor le-am realizat prin
intermediul modelării G.I.S., modelare bazată pe determinarea zonelor cu umiditate
excesivă a solului şi spaţializare a debitelor maxime calculate pe bazinele
hidrografice mici. În acest scop am realizat două modele de analiză spaţială:
utilizarea G.I.S pentru estimarea riscului de viitură în funcţie de permeabilitatea
solului, areale cu risc de apariţie a viiturilor neprevăzute, grave, în bazinul
superior Someşul Mic utilizând G.I.S..
4.2 Utilizarea G.I.S. pentru estimarea riscului de viitură
în funcţie de permeabilitatea solului şi pantă
Apa este unul dintre elementele de importanţa majoră din cadrul solului, de
aceea este esenţială cunoaşterea amănunţită a prezenţei, mişcării, reţinerii,
circuitului şi bilanţului ei în sol având principal scop determinarea arealelor cu
diferite grade de umiditate antecedentă a acestuia.
Umiditatea solului este reprezentată de conţinutul în apă la un moment dat,
conţinut care este determinat de reţinerea apei în sol datorită unor forţe dependente
de acesta.
Forţele care acţionează asupra fascicolului de apă determinând reţinerea
acesteia sunt de natură gravitaţională, capilară, de absorbţie, ele acţionând în
funcţie de natura lor cu diferite grade de intensitate.
Precipitaţiile atmosferice, apele provenite în urma inundaţiilor, ape
provenite din alte surse – fie ele antropice sau naturale –, pătrund în sol datorită
permeabilităţii acestuia, circulând în diferite direcţii.
Prin numeroasele lui caracteristici solul are o influenţă directă asupra
scurgerii, deoarece reprezintă elementul principal al mediului în care se formează.
Datorită proprietăţilor sale fizice şi fizico-mecanice (textură, structură,
capacitate de infiltraţie etc.) şi o cantitate mare de precipitaţii poate provoca o
scurgere ridicată. Astfel, solurile permeabile permit infiltrarea mai intensă,
contribuie la mărirea rezervelor de apă subterane, şi astfel la o alimentare mai
uniformă a râurilor. De asemenea, solul este la rândul său influenţat de mediul
hidric, utilizarea neraţională a terenurilor conducând la generarea de procese
erozionale.
Realizarea modelului hidro-G.I.S., de identificare a arealelor cu exces de
umiditate, a necesitat utilizarea bazei de date, în format grid, a tipurilor de sol care
caracterizează bazinele hidrografice precum şi realizarea unei noi baze de date,
complementare, care să scoată în evidenţă reacţia tipurilor de sol la circulaţia apei
în profilul acestuia.
167

4.2.1 Caracterizarea pedo-hidrologică
Învelişul de sol din bazinul superior al Someşului Mic este foarte variat,
datorită, în principal, diversităţii mari geomorfologico-geologice a teritoriului. In
acest sens, dispunerea în trepte geomorfologice (sectoare montane, sectoare de deal
şi podiş) induce şi nuanţarea celorlalţi factori pedogenetici cu caracter mai general,
clima şi vegetaţia.
Conform S.R.T.S-2003 (Sistemul Român de Taxonomie a Solurilor,
Florea, şi colab. 2003), în cadrul teritoriului se întâlnesc următoarele clase şi tipuri
de sol: clasa protisoluri (aluviosoluri, regosoluri, litosoluri), clasa cernisoluri
(faeoziomuri şi rendzine), clasa cambisoluri (eutricambosoluri, districambosoluri),
clasa luvisoluri (luvosoluri) şi clasa spodisoluri (prepodzoluri şi podzoluri), fiecare
având o comportare diferită în ceea ce priveşte reacţia la acţiunea apei (vezi Harta
Solurilor, cap. 3.2.3).
Clasa protisoluri cuprinde soluri în stadiul incipient de formare (cunoscute
anterior ca soluri neevoluate), apărând pe suprafeţe discontinui, diseminate în
areale relativ mici, fie în sectoarele cu relief accidentat, pe suprafeţele cu pante
mari şi canalele de drenaj a bazinelor hidrografice.
Litosolurile reprezintă primul stadiu de formare al solului pe roci
consolidate-compacte, având un profil foarte scurt (orizontul A de până la 20 cm
grosime) urmat de roca dură. Textura este, în general, grosieră, iar structura
poliedrică slab dezvoltată. Prezenţa rocii dure aproape de suprafaţă determină
valori foarte mici ale porozităţii de aeraţie, permeabilităţii, capacităţii de apă utilă.
Regosolurile sunt soluri slab evoluate pe un material parental neconsolidat
sau slab consolidat întâlnindu-se pe un relief accidentat îndeosebi în sectoarele de
deal şi podiş. Proprietăţile fizice şi hidrofizice depind de textură (foarte variată, în
funcţie de materialul parental) şi structură (poliedrică slab dezvoltată).
Aluvisolurile sunt solurile dominante din cadrul luncilor şi includ, pe lângă
solurile aluviale din clasificările anterioare şi protosolurile aluviale şi coluvisolurile
sub denumirea de aluviosol entic şi respectiv aluviosol coluvic. Au o textură de la
predominant grosieră la mijlocie (luto-nisipoasă, nisipo-lutoasă, lutoasă), o
structură glomerurală, grăunţoasă sau poliedrică, slab până la moderat dezvoltată.
Capacitatea de apă utilă, permeabiltatea, porozitatea de aeraţie etc. variază în limite
largi, în funcţie, îndeosebi de textură şi structură. Datorită condiţiilor hidrologice şi
hidrogeologice în care se găsesc, sunt bine aprovizionate cu apă, în perioadele
ploioase sau cu debit mare de apă pot prezenta surplus de umiditate.
Clasa cernisoluri cuprinde soluri care au ca orizonturi diagnostice, un
orizont A molic, urmat de orizonturi intermediare AC, AR, Bv sau Bt, faeoziomuri
şi rendzine.
Faeoziomurile reunesc din vechea clasificare, solurile cernoziomoide,
pseudorendzinele (pro parte) şi solurile negre de fâneaţă (pro parte). S-au format pe
culmi interfluviale, versanţi slab la moderat înclinaţi, sub influenţa unei vegetaţii
ierboase mezohigrofile primare sau secundare, abundente, care s-a menţinut timp
168

îndelungat. Au o textură mijlocie fină (luto-argiloasă) slab diferenţiată pe profil de
unde rezultă o permeabilitate moderată pentru apă şi aer, şi capacitate mare de
reţinere a apei utile.
Rendzinele sunt soluri tipice litomorfe, formate şi evoluzate pe material
parental calcaros compact. Dintre proprietăţi se remarcă textura mijlocie-fină,
permeabilitate relativ bună pentru apă şi aer, volumul edafic util mai redus din
cauza procentului amre de schelet pe profil.
Clasa cambisoluri grupează soluri care au ca orizont diagnostic un orizont
B cambic (Bv), fiind reprezentată prin două tipuri: eutricambosoluri şi
districambosoluri, soluri cu o mare pondere în cadrul teritoriului.
Eutricambosolurile au maximul de răspândire în sectoarele de deal şi
submontane cu păduri de gorun sau gorun-fag. Au proprietăţi fizice, chimice şi
biochimice relativ bune. Datorită texturii, în general mijlocii (lutoasă) porozitatea
totală are valori mari, stabilitatea agregatelor structurale este bună, ceea ce asigură
un drenaj intern bun şi previne manifestarea excesului de umiditate stagnantă.
Districambosolurile denumite anterior soluri brune-acide, domină învelişul
pedologic al sectorului montan. Procesele de formare a districambosolurilor
constau în alterarea cu intensitate medie a părţii minerale şi bioacumularea acidă.
Textura mijlocie, mijlociu-grosieră ca procentul ridicat de schelet pe profil, asigură
un drenaj intern (vertical şi lateral) foarte bun, dar determină o reducere a
capacităţii de reţinere a apei.
Clasa luvisoluri are cea mai mare extindere în sectoarele mai joase de dealpodiş
şi include un singur tip de sol, luvosolul.
Luvosolurile se caracterizează morfologic prin prezenţa orizontului A ocric
(Ao) urmat de orizontul eluvial E luvic (El) sau E albic (Ea) şi orizont B argic (Bt).
Evoluate în condiţiile unui regim hidric, majoritar, percolativ şi pe un relief în
general plan, aceste soluri au un drenaj global defectuos. Totodată fiind un sol
moderat şi puternic diferenţiat textural, are o permeabilitate redusă pentru apă,
majoritatea luvosolurilor fiind afectate de procese de hidromorfism.
Clasa spodisoluri include două tipuri de sol: prepodzolul şi podzolul fiind
caracteristice pentru etajul boreal muntos (corespunzător coniferelor).
Prepodzolurile, denumite anterior brune feriiluviale, ocupă suprafeţe mai
restrânse faţă de podzoluri. Datorită texturii, obişnuit grosier-mijlocie,
nediferenţiată pe profil şi faptului că evoluiază pe terenuri cu declivitate relativ
mare, drenajul intern cât şi cel extern al acestor soluri este foarte bun.
Podzolurile cu o răspândire mai mare şi la altitudini mai mari, se
diferenţează de prepodzoluri prin prezenţa unui orizont intermediar E spodic (Es).
În rest, sub aspectul proprietăţilor fizice şi hidrofizice situaţia este oarecum
similară prepodzolurilor, cu deosebirea că pe profilul solului se întâlneşte un
procent mai mare de schelet.
Analizând clasele şi tipurile de sol, comportarea lor faţă de transferul de
apă în profil am realizat un model de estimare a umidităţii antecedente a solului.
169

Estimarea umidităţii solului cu ajutorul G.I.S. are ca obiectiv principal
transformarea legendei calitative (scării calitative), în scară (legendă) cantitativă.
Transformarea datelor calitative ale solului în date alfanumerice se realizează
utilizând procedeul numit bonitare, pe un suport digital reprezentând tipurile de sol.
Prin urmărirea comportării fiecărui tip de sol faţă de apă – cantitatea de apă pe care
o poate înmagazina, cantitatea şi ritmul în care apa poate fi transferată în sol,
capacitatea de infiltraţie a apei în sol – şi utilizând analiza spaţială specifică G.I.S.
se pot scoate în evidenţă arealele cu exces sau deficit de umiditate.
4.2.2 Elaborarea layerelor pedo-hidrologice
După cum am menţionat anterior, determinarea arealelor cu exces de
umiditate, din punct de vedere a solului, se va realiza prin procedeul de bonitare.
Pentru a realiza acest lucru este nevoie de o bază de date grafică şi alfanumerică
bine realizată.
Baza de date alfanumerică, care stă la baza procesului de bonitare a
categoriilor de sol, care face referire la clasele de permeabilitate, textura solului la
suprafaţă şi textura solului în profil, am generat-o utilizând studiile pedologice
existente, elaborate de Florea şi colab. (1987).
Permeabilitatea solului este însuşirea solului de a permite apei să circule,
prin sol, mai lent sau mai rapid, în funcţie de cantitatea şi durata aportului de apă.
În funcţie de viteza de infiltrare a apei în sol s-au stabilit şase clase de bonitare
(Tab 4.1).
Tabelul 4.1 Clase de permeabilitate ale solului (după Florea şi colab. 1987)
Clase de permeabilitate
Tip Viteza medie de infiltraţie
(mm/h)
Clasă de bonitare
Extrem de mică 161 1 (LS)
Textura solului joacă un rol important în procesul de determinare a
umidităţii solului astfel: tipurile de sol cu textură grosieră sunt mai permeabile
decât solurile cu textură fină permiţând o infiltrare mai rapidă a apei şi evident, o
acumulare mai rapidă a apei în profilul acestuia. În funcţie de textura solului la
suprafaţă şi în profil am acordat tipurilor de sol note de bonitate de la unu la şase
(Tab. 4.2, 4.3).
170

Tabelul 4.2 Textura solului la suprafaţă
Tip textură Clasă de bonitare
Nisipo-lutos (LS) 1
Luto-nisipos (SA, SP) 2
Lutos (BM, BO, BP, CC, PB, RZ) 3
Luto-argilos (BD, BR, ER, GC, NF, PR, )
Argilo-lutos (LC, VS )
Tabelul 4.3 Textura solului în profil
Tip textură Clasă de bonitare
Nisipo-lutos (SA) 1
Luto-nisipos (SP) 2
Lutos (BM, BO, BP, CC, PB, RZ) 3
Luto-argilos (BD, BR, ER, GC, NF, PR, )
Argilo-lutos (LC, VS )
Argilos (LC)
Clasele de bonitare le-am stabilit în funcţie de reacţia texturii solului la
transferul şi acumularea apei, atribuindu-se clasa 1 la solurile care permit un
transfer rapid al apei în sol şi note, clase mari de bonitare, 3, solurilor care asigură
un transfer lent a apei în sol.
Simbolurile solurilor şi denumirile acestora, în tabelele de mai sus, sunt
prezentate după vechea denumire, ele fiind „aduse la zi”. În procesul de analiză
realizându-se echivalarea solurilor cu noul sistem român de clasificare a solurilor.
Baza de date grafică am realizat-o utilizând programul ArcG.I.S., aceasta
având următoarea structură:
1. SOLURILE, digitizate de pe folie de hartă a solurilor 1:200000
2. PANTELE, obţinute prin modelarea DEM
Asupra stratului reprezentând solurile am acţionat în procesul de bonitare,
prin atribuirea fiecărui simbol nota de bonitare corespunzătoare. Trebuie menţionat
faptul că baza de date grafică reprezentând solurile am convertit-o în format GRID
cu o rezoluţie de 2 m.
Atribuirea notelor de bonitare prin intermediul programului ArcG.I.S. am
realizat-o utilizând funcţia reclassify (Fig. 4.5) din modulul de analiză spaţială.
În urma reclasificării au rezultat trei layere, fiecare cu proprietăţi diferite şi
note de bonitare diferite:
1. viteza de infiltrare a apei în sol (v_infiltrare) (Fig. 4.7)
2. textura solului la suprafaţă (t_suprafaţă) (Fig. 4.8)
3. textura solului pe profil (t_profil) (Fig. 4.9)
171
4
4

172
Figura 4.5 Meniul funcţiei reclassify
Layerele rezultate în urma reclasificării se constituie atât ca baze de date
grafice cât şi ca baze de date alfanumerice noi, fiind utilizate în procesul de analiză
spaţială.
4.2.3 Modelarea G.I.S. a favorabilităţii transferului de apă prin
soluri neacoperite.
Prin intermediul analizei spaţiale am urmărit realizarea unei hărţi care să
scoată în evidenţă favorabilitatea transferului de apă prin solurile neacoperite cu
vegetaţie, în funcţie de notele de bonitare atribuite fiecărui tip de sol.
În studiile hidrologice aplicate în calculul viiturilor în bazine mici, fără
măsurători, precipitaţiile se consideră uniforme pe suprafaţa întregului bazin
hidrografic, de aceea nu am folosit date referitoare la intensităţi sau valori
cantitative de precipitaţii. Pentru a scoate în
evidenţă gradul de umiditate a solurilor am
realizat un nou strat pe baza atribuirii de
ponderi egale celor trei layere obţinute prin
reclasificare.
În procesul de analiză spaţială –
identificarea arealelor de umiditate a solurilor
– am utilizat funcţia raster calculator (Fig.
4.6) a modulului de analiză spaţială de tip
GRID.
Prin însumarea algebrică a layereleor
respective (Fig. 4.6) conform simbolisticii de
mai jos,
[t_profil] + [t_suprafata] + [v_infiltrare],
Figura4.6 Însumarea algebrică a
layerelor

173
Figura 4.7 Viteza de infiltrare a apei în sol

174
Figura 4.8 Viteza de infiltrare în textura solului la suprafaţă

175
Figura 4.9 Viteza de infiltrare în textura solului în profil

176
Figura 4.10 Favorabilitatea transferului de apă în sol

178

am determinat harta gradului de favorabilitate a transferului de apă prin profilul de
sol (Fig. 4.10). Se înţelege faptul că susceptibiltatea de formare a viiturilor este mai
ridicată în cazul solurilor care inhibă transferul de apă.
Pe harta rezultată se poate distinge cu uşurinţă, faptul că solurile din zona
deluroasă şi de luncă a bazinului superior Someşul Mic, sunt solurile care reţin cel
mai mult apa în profilul lor, iar cele din zona montană reprezintă solurile care reţin
cel mai puţin apa.
Dispunând, ca bază de intrare grafică şi alfanumerică, de harta pantelor
(vezi Cap. 3.2.1.6) am putut realiza un model de apariţie a viiturilor având ca
elemente principale panta, pe de o parte şi caracteristicile locale ale transferului de
apă în profilul solurilor, pe de altă parte.
Utilizând aceeaşi funcţie, raster calculator, din acelaşi modul, spatial
analyst, a programului ArcG.I.S., s-a efectuat analiza spaţială corespunzătoare
riscului de apariţie a viiturilor din punct de vedere a umidităţii solurilor neacoperite
de vegetaţie.
In căsuţa de dialog (Fig. 4.11) se introduce simbolistica specifică
ArcG.I.S., materializată într-o ecuaţie de analiză spaţială, pentru a genera un layer
al riscului de viitură
[Panta %] >= 0 & [Panta %] = 9 &
[Umiditatea solurilor]

4.3. Identificarea arealelor cu diferite grade de risc
de apariţie a viiturilor
Predicţia riscului de apariţie a viiturilor neprevăzute într-un teritoriu anume
este de o importanţă deosebită, având în vedere efectele ultimelor ploi cu caracter
torenţial care au generat viituri cu efecte devastatoare pentru comunitatea locală.
Modelul de analiză spaţială are ca principal scop spaţializarea datelor
referitoare la debitele maxime cu asigurarea 1%, calculate anterior (vezi Cap. 3.3),
pe bazinele hidrografice de ordin 2 (vezi Cap. 3.1) din bazinul superior Someşul
Mic şi ierarhizarea arealelor supuse riscului.
4.3.1 Layere utilizate
Pentru definitivarea modelului am apelat la o bază de date specifică, atât
alfanumerică cât şi grafică, având în componentă date referitoare la debitele
maxime cu asigurarea 1%, arealele cu risc de apariţie a viiturilor pe soluri
neacoperite de vegetaţie şi intravilanenle localităţilor (Tab. 4.4)
Tabelul 4.4 Baza de date (risc de apariţie a viiturilor)
Denumire Tip bază de date
Debite maxime cu asigurarea 1% Numerică
(Tab 3.14)
Baza de date rezultată în urma realizării modelului de grafică
determinare a arealelor supuse riscului de apariţie a viiturilor pe
soluri neacoperite
Intravilanele localităţilor din zona supusă modelării grafică
Geografii sunt preocupaţi de analiza repartiţiilor în spaţiu a relaţiilor dintre
diferite atribute geografice şi a proceselor care produc aceste caracteristici diferite
de organizare a spaţiului. Ei analizează locurile, atributele lor, variaţiile spaţiale,
similitudinile, diferenţele, interacţiunile etc. Sorocovschi (2003). Ţinând cont de
acestă afirmaţie am realizat baza de date care conţine straturi tematice cu atribute
geografice care se pot combina în procesul de analiză spaţială, pentru identificarea
şi localizarea teritoriilor cu diferite grade de risc de apariţie a viiturilor.
Debitele maxime cu asigurarea 1% au fost calculate în etapa de
implementare G.I.S în calculul volumelor maxime prin intermediul formulei
raţionale şi reducţionale.
În urma definitivării modelului de estimare a riscului de viitură în funcţie
de permeabilitatea solului am obţinut un layer de tip grid prin care sunt identificate
două tipuri de areale, areale cu risc şi areale stabile, layer pe care l-am utilizat ca
bază de date de intrare în definitivarea analizei spaţiale.
Deoarece nu se poate vorbi de risc, dacă acesta nu are influenţă asupra
componentei umane, am utilizat layerul reprezentând intravilanele localităţilor
(Fig. 4.12) pentru a putea identifica şi emite avertizări în ceea ce priveşte
suprafeţele teritoriale supuse riscului.
180

181
Figura 4.12 Intravilanele localităţilor

Pentru definitivarea modelului am realizat conexiuni între principalele
elemente de geneză şi manifestare a viiturilor, în acest sens, parcurgând mai multe
etape de lucru, începând de la identificarea bazinelor hidrografice (vezi Cap. 3.2.1),
calcularea debitelor maxime cu probabilitate1% (vezi Cap. 3.3) pentru bazinele
respective, interpolarea bazei de date referitoare la debitele maxime calculate,
terminând cu realizarea analizei G.I.S..
Identificarea bazinelor hidrografice am realizat-o în mod automat apelând
la câteva funcţii ale programului ArcG.I.S. –stream definition, stream order-
alegând un număr de 59 bazine hidrografice mici, bazine hidrografice de ordin 2.
Calculul debitelor maxime cu probabilitate 1% l-am realizat utilizând
formula raţională şi reducţională, în funcţie de mărimea bazinelor hidrografice
luate în calcul, obţinându-se debitele cu asigurarea 1% prezentate în tabelul 3.15.
În procesul de interpolare a debitului maxim cu probabilitate 1%, (Fig.
4.13) calculat, am apelat la metode de interpolare statistice şi deterministe, alegerea
acestora făcându-se în funcţie de numărul valorilor corespunzătoare punctelor de
confluenţă a reţelei hidrografice de ordin 2, pentru care am realizat calcule de
debite.
Programele geoinformatice au incluse, pentru interpolare, o serie de funcţii
specifice. În modulele de analiză spaţială a programului ArcG.I.S. sunt încorporate
funcţii pentru interpolare: Spline, Kriging, IDW.
Interpolarea debitelor maxime poate fi realizată, nu numai prin intermediul
funcţiilor de interpolare, ci şi prin intermediul unor modele, G.I.S., statistice, ca de
exemplu, spaţializarea debitelor maxime în funcţie de altitudinea bazinului hidrografic.
Acest tip de spaţializare este recomandat pentru debitele obţinute în secţiunile de
calcul, punctiforme şi nu este util pentru spaţializarea debitelor specifice. Având în
vedere faptul ca debitele specifice sunt utilizate în procesul de spaţializate s-au ales
funcţiile de interpolare pentru determinarea extensiei teritoriale a debitelor maxime
specifice pentru întreg bazinul hidrografic superior Someşul Mic.
Pentru alegerea funcţiei de interpolare s-a ţinut cont de numărul de puncte
pentru care sunt disponibile valori, avute la dispoziţie, dar şi de distribuţia acestora
în teritoriu. Ţinând cont de aceste două elemente, s-a ajuns la concluzia că cea mai
bună funcţie pentru interpolare este IDW din modulul de analiză spaţială, spatial
analyst a programului ArcG.I.S..
Interpolarea reprezintă procesul prin care valoarea unor caracteristici în
anumite puncte necunoscute, se calculează pe baza valorilor în punctele cunoscute.
Din punct de vedere matematic interpolarea constă în obţinerea unei funcţii f(x)
care aproximează o altă funcţie, pentru care se cunosc doar anumite valori dintr-un
interval considerate corecte; funcţia de interpolare va trece prin puncte Imbroane şi
colab. 1999.
Funcţia de interpolare spaţială IDW (Distanţa Inversă Ponderată) (Fig.
4.14) se bazează pe ipoteza că influenţa valorii unui anumit punct asupra valorii
unui alt punct scade invers proporţional cu distanţa dintre ele.
182

Fig. 4.14 Funcţia de interpolare IDW
(ArcG.I.S.)
4.3.2 Analiza spaţială a riscului de apariţie a viiturilor
(T = 100 ani)
Analiza spaţială regrupează o serie mare de metode de analiză a
distanţelor, analiză de vecinătate, proximitate, restricţii spaţiale, dispersie etc.
Repartiţia în spaţiu a riscurilor, nu este întâmplătoare, ea ţinând seama de o serie de
factori, definitorii, care stau la baza genezei fenomenului sau procesului care
provoacă riscul.
Scopul analizei spaţiale este acela de a identifica areale supuse riscului de
apariţie a viiturilor. Pentru definitivarea analizei spaţiale s-a utilizat funcţia raster
calculator a extensiei spaţial analyst din programul ArcG.I.S..
Analiza bazei de date alfanumerice de tip grid s-a realizat prin intermediul
ecuaţiilor de analiză spaţială, în urma căreia a rezultat o structură de tip grid prin
intermediul căreia sunt identificate arealele de risc. Structurile de tip grid sunt
rezultatul overlayului de identificare în teritoriu, unde se găseşte?, utilizând
layerele care reprezintă riscul de apariţie a viiturilor pe soluri neacoperite şi debitul
maxim specific spaţializat în procesul de analiză (Haidu, I., Bilaşco, Şt. 2007).
Arealele de risc au fost împărţite în trei categorii: areale cu risc mic, mediu
şi mare de apariţie a viiturilor, utilizându-se următoarele tipuri de ecuaţii de analiză
spaţială.
Risc mic
[Debitul l/s/kmp] >= 1668.59 & [Debitul l/s/kmp] 9000.00 & [Debitul l/s/kmp] 23500.00 & [Debitul l/s/kmp]

184
Fig.4.13 Debitul maxim 1% interpolat (IDW)

În procesul de determinare a arealelor supuse riscului de inundaţie pe
soluri neacoperite s-a cuantificat cu 0 arealele stabile (arealele neinundabile) iar cu
1 au fost cuantificate arealele supuse riscului de apariţie a inundaţiilor. Deoarece
folosim, ca bază de plecare, în analiză debitele spaţializate şi baza de date
reprezentând riscul de apariţie a inundaţiilor pe soluri neacoperite, rezultată din
modelul anterior (capitolul 3.2), în ecuaţiile de analiză spaţială vom folosi 1 ca
factor de intrare în ecuaţie.
Prin intermediul ecuaţiilor de analiză spaţială s-a optat, pentru risc mic de
apariţie a viiturilor, ca debitul (în l/s/km 2 ) să fie între 1668.59 şi 9000, iar baza de
date reprezentând solurile să fie egală cu 1.
Pentru determinarea riscului mediu s-a optat pentru debite maxime
cuprinse între 9000 l/s/km 2 şi 23500 l/s/km 2 şi solul 1.
Pentru determinarea riscului mare de apariţie a viiturilor s-au luat în calcul
debite maxime cu probabilitate 1% cuprinse între 23500 l/s/km 2 şi 37287.26
l/s/km 2 , iar baza de date reprezentând solul egală cu 1.
Baza de date rezultată scoate în evidenţă cele trei areale de risc asupra
localităţilor din bazinul hidrografic Someşul Mic, prezentate în tabelul de mai jos
(Tab. 4.5).
Tabelul 4.5 Ierarhizarea arealelor de risc
Risc mic Risc mediu Risc mare
Poiana Horea
Măguri
Măguri Răcătău
Mărişel
Someşul Rece
Bedeciu
Aghireşu
Leghia
Turea
Gârbou
Şardu
Rădaia
Mera
Floreşti
Baciu
Cluj-Napoca
Popeşti
Chinteni
Mihăieşti
Topa Mică
Aghireşu-Fabrici
Doroliu
Nadăşu
Agârbiciu
Someşul Cald
Mănăstireni
Stolna
Vlaha
Vălişoara
Mărişel
Măguri
Măguri Răcătău
Giurcuţa de Sus
Poiana Horea
Râşca
185
Smida
Poiana Horea
Bălceşti
Mărceşti
Mărişel
Căpuşu Mic
Păniceni
Agârbiciu
Căpuşu Mare
Someşu Rece
Săvădisla
Urmărind rezultatele, concretizate în trei hărţi (Planşele XV, XVI, XVII),
şi tabelul cu localităţile supuse riscului de apariţie a viiturilor, se poate observa că
cele mai multe sunt incluse riscului mediu de apariţie urmate de riscul mic şi cel

mare de apariţie a viiturilor. Se mai poate observa faptul că localitatea Mărişel este
inclusă în toate cele trei categorii susmenţionate, acest fapt datorându-se aşezării
acestei comune pe aproape toate tipurile de relief, de la cel montan, deluros până la
coborârea aşezării în zona de vale. Faptul că şi alte localităţi se pot regăsi în mai
multe categorii este explicabil, deoarece analiza s-a realizat pe suprafaţa
administrativă a localităţilor, teritoriu intravilan utilizându-l în scopul identificării
arealelor cu impact asupra populaţiei şi emiterii de avertizări, un exemplu fiind
acela a intravilanului localităţii Săvădisla, situat în zona de manifestare a riscului
maxim.
186

BIBLIOGRAFIA
1. AGWA, Automated Geospatial Watershed Assesment, NATO/CCMS Pilot Study
Workshop, Veliko Turnovo, Bulgaria
2. Aron, G., White, E., (1982), Fitting a Gamma Distribution Over a Synthetic Unit
Hydrograph, Water Resources Bulletin, Vol. 18(1) 95-98, Feb. 1982.
3. Bălteanu , D., Neguţ, S., Bran, Florina, Popescu, Claudia, (2002), Modificările globale
ale mediului – contribuţii ştiinţifice româneşti, Edit. ASE, 232 p.
4. Bălteanu, D. (2003), Geografia hazardelor naturale şi antropice, Edit. Ars Docendi,
Universitatea „Valahia” Tâgovişte, 130 p.
5. Bălteanu, D., Şerban Mihaela (2003), Modificările globale ale mediului, Edit.CREDIS,
Universitatea din Bucureşti, 95p.
6. Beven, K.J., Kirkby, M.J. (1979), A Physically based variable contributing area model
of basin hydrology', Hydrological Sciences, Bulletin, 24(1), p.43-69.
7. Bilaşco, Şt., (2007), Determinarea debitului maxim utilizând metoda hidrografului
unitar, Geographia Napocensis, Edit. Casa Cărţii de Ştiinţă, 2007, Cluj-Napca
8. Bilaşco, Şt., Haidu, I., (2006) The valuation of maximum runoff on interbasinal areas,
assisted by G.I.S., Geographia Technica Nr.2, Editura Presa Universitară Clujeană,
Cluj-Napoca
9. Bilaşco, Şt., Haidu, I., (2006), Extragerea automată a parametrilor necesari calculului
debitelor maxime în bazine hidrografice mici utilizând G.I.S.. Studiu de caz bazinul
hidrografic Feneş-Someşul Mic, GEIS vol. X, Deva
10. Bilaşco, Şt., Haidu, I., (2006), Utilizarea SIG pentru estimarea riscului de viitură în
funcţie de permeabilitatea solului, Analele Ştiinţifice ale Universităţii „Al. I. Cuza” din
Iaşi, Iaşi
11. Blidaru, S., Stanciu, P., Drăgoi, E., (1976), Model matematic pentru simularea
scurgerii în bazine mici, Studii de hidrologie, XLV
12. Bobee, B., Hache M., Fortin, V., Perrault, L., Perron, H., (1993-1999), Logiciel
HYFRAN, Chaire en hydrologie statistique Hydro-Quebec
13. Bofu, C., Silvia Bofu, (2005), Determinarea timpilor de concentrare pe un bazin
hidrografic, folosind Sistemul Informaţional Geografic, Analele Universităţii Al. I.
Cuza, Tomul LI, Iaşi, p.234-249
14. Bofu, C., Silvia Bofu, (2005), Metode moderne de analiză hidrologică pe bazine
hidrografice, Analele Universităţii Al. I. Cuza, Tomul LI, Iaşi, p.235-243
15. Brânduş, C., Grozavu, A., Efros, V., Chiriţă, V., (1998), Dicţionar de termeni fizicogeografici,
Edit. Fundaţiei Chemarea, Iaşi.
16. Chartier, M.M., (1966), Recherches geographiques sur des basins-versants, Bull. de
l’Assoc. de Geographes Francais, nr. 348-349
17. Chong-Zu, Xu, (1992), Monthly water balance models in different climatic regions,
V.U.B.-HYDROLOGIE (22), Brussel
187

18. Chow, V.T., Maidment, D.R., Mazis, L.W., (1988), Applied Hydrology, McGraw-Hill,
New York
19. Ciotuz, I., (1991), Amelioraţii silvice. Îndrumător de lucrări practice, Univ.
Transilvania Braşov, Braşov
20. Constantinescu, M., Goldstein, M., Haram, V., Solomon, S., (1956), Hidrologie, Edit.
Tehnică, Bucureşti
21. CORINE Land Cover 2000
22. Costa-Cabral, M., Burges, S.J., (1994), Digital elevation model networks (DEMON): A
model of flow over hillslopes for computation of contributing and dispersal areas,
Water Resour. Res., 30(6), 1681–1692
23. Crăciun, A.I., Haidu, I., Bilaşco, Şt., (2007), The SCS-CN model assisted by G.I.S.alternativ
estimation of the hydric runoff in real time, Geographia Technica Nr.1/2007,
Editura Presa Universitară Clujeană, Cluj-Napoca
24. Diaconu, C., (1990), Time space statistical method for the computation of maximum
rainfall. Meteorology and Hidrology, vol. 20, nr. 2, Bucureşti
25. Diaconu, C., Georgescu, N., Mustaţă, L., (1961), În problema duratei totale a
viiturilor, Studii de hidrologie, vol. 1, Bucuresti, p.53-62
26. Diaconu, C., Şerban, P., (1994), Sinteze şi regionalizări hidrografice, Edit. Tehnică,
Bucureşti
27. Donisă V. (1992), Informatica în geografie. Terra, nr. 1-2, Bucureşti.
28. Donisă, I. (1977), Bazele teoretice şi metodologice ale geografiei, Ed. Didactică şi
Pedagogică, Bucureşti.
29. Donisă, I. (1989), Spaţio-temporalitatea sistemului geografic şi organizarea spaţiului
geografic, Terra, XXI (XLI), 3-4, Bucureşti, pp. 9-13;
30. Donisă, I.,Gr.Mihai.,Tovissi,I. (1980), Aerofotointerpretare geografică. Ed. Didactică
şi pedagogică,Bucureşti.
31. Donisă, V., Donisă, I. (1998), Dicţionar explicativ de Teledetecţie şi Sisteme
Informaţionale Geografice, Ed. Junimea.
32. Drobot, R., Carbonnel, J. P., (1997), Măsuri non-structurale în gospodărirea apelor,
Edit. H*G*A, Bucureşti
33. Drobot. R., (1997), Bazele statistice ale hidrografiei, Edit. Didactică şi pedagogică,
R.A., Bucureşti
34. Dumitrescu, V., (1974), Prognoza apelor mari de primăvară pe râurile de munte din
Republica Socialistă România, Studii de hidrologie, vol. XLIII, Bucureşti
35. Fairfield, J., Leymarie, P., (1991), Drainage networks from grid digital elevation
models, Water Resour. Res., 27(5), 709–717
36. Florea, N., Bălăceanu, V., Răuţă, C., Canarache, A., (1987), Metodologia elaborării
studiilor pedologice partea III-a indicatorii ecopedologici, Bucureşti.
37. Florea, N., Bălăceanu, V., Răuţă, C., Canarache, A., (1987), Metodologia elaborării
studiilor pedologice partea III-a indicatorii ecopedologici, Bucureşti.
38. Florea, N., Munteanu, I., (2003) Sistemul Român de taxonomie a solurilor, Edit.
Estfalia, Bucureşti
39. Florescu, D., Avădanei, A., (1963), Calculul debitelor maxime în bazine mici,
Metodologia, hidrologia şi gospodărirea apelor nr.3
40. Freeze, R.A., Harlan, R.L, (1969), Blueprint for a physically-based digitally-simulated
hydrological response model, Journal of Hydrology, Volume 9, pp. 237-258.
41. Graham, D.N., Butts, M.B., (2005), Flexible, integrated watershed modelling with
188

MIKE SHE, Watershed Models, Singh, V.P., Ed. (In Press) CRC Press.
42. Haidu, I., (1993), Evaluarea potenţialului hidroenergeticnatural al râurilor mici.
Aplicaţie la Carpaţii Maramureşului şi Bucovinei, Edit. Gloria în colaborare cu
RENEL, Cluj
43. Haidu, I., (1997), Analiza seriilor de timp: aplicatii in hidrologie, Editura *H*G*A*,
Bucuresti
44. Haidu, I., (2002), Analiza de frecvenţă şi evaluarea cantitativă a riscurilor, Riscuri şi
catastrofe, Edit. Casa Cărţii de Ştiinţă, Cluj-Napoca
45. Haidu, I., (2006), Elemente de hidrologie, Edit. Academicpres, Cluj-Napoca
46. Haidu, I., Bilaşco, Şt., (2004), Implementarea S.I.G. în calculul viiturilor de versant, ,
Lucrările simpozionului Sisteme geografice informaţionale Nr.11, Chişinău, Analele
Ştiinţifice ale Universităţii „Al. I. Cuza”, Iaşi
47. Haidu, I., Bilaşco, Şt., (2007), Serious „flash flood” risks in rural area, Rural Space
and Local Development, Presa Universitară Clujeană, Cluj-Napoca
48. Haidu, I., Haidu, C., (1998), S.I.G. analiză spaţială, Edit. HGA, Bucureşti
49. Haidu, I., Lazăr, I., Lenart, C., Imbroane, Al., (1990), Modeling of Natural
Hyrodenergetical Organization of the Smal Basins, 1-st World Renewable Energy
Congres, Reading-UK, in Energy and the Environment, Pergamon
50. Hîncu, S., Stănescu, P., Platagea, Gh., (1971), Hidrologia agricolă, Edit. Ceres,
Bucureşti
51. Hutchinson, M.F., (1988), Calculation of hydrologically sound digital elevation
models, Third International Symposium on Spatial Data Handling, Sydney. Columbus,
Ohio, International Geographical Union
52. Hutchinson, M.F., (1989), A new procedure for gridding elevation and stream line
data with automatic removal of spurious pits, Journal of Hydrology,106, 211-232.
53. Imbroane, A. M., Moore, D., (1999), Iniţiere în G.I.S. şi teledetecţie, Edit. Presa
Universitară Clujeană, Cluj-Napoca
54. Imbroane, Al., (2007) Curs statistică, Facultatea de Geografie, Cluj-Napoca
55. Institutul de Meteorologie şi Hidrologie (1971), Râurile României. Monografie
hidrologică
56. Ionescu, V., Giurma, I., (1975), Calcule şi modele matematice pentru eroziunea
solului, Institutul Naţional de Informare şi Documentare, Bucureşti
57. Irimus, I., (1997) Cartografiere geomorfologică, Edit. Focul Viu, Cluj-Napoca
58. Irimuş, I. A., Vescan, I., Man, T., (2005) Tehnici de cartografiere. Monitoring si
Analiza G.I.S., Edit. Casa Cărţii de Ştiinţă, Cluj-Napoca
59. Jenson, S. K., Domingue, J.O., (1988), Extracting topographic structure from digital
elevation data for geographic information system analysis, Photogramm. Eng. Remote
Sens., 54(11), 1593–1600
60. Ken, B., (2004), Hydraulic Design Manual.Texas Department of Transportation
61. Kriţki, S. N., Menkel, M. F., (1924), Calculul scurgerii fluviale, O.N.T.I
62. Kriţki, S. N., Menkel, M. F., (1981), Ghidrologhische asnovî upravlenia recinîm
stokam, Moscova
63. Kuichling, E., (1989), The relation between the rainfall and the discharge of sewers in
populous districts, Transactions, American Society of Civil Engineers, vol. 20, p. 1–
60.
64. Lăzărescu, D., Panait, I., (1957), Tipurile de regim ale râurilor din România,
Meteorologia şi hidrologia, vol. 2, nr. 4, Bucureşti, p. 22-37
189

65. Lea, N. L., (1992), An aspect driven kinematic routing algorithm, in Overland Flow:
Hydraulics and Erosion Mechanics, edited by A. J. Parsons and A. D. Abrahams,
Chapman & Hall, New York
66. Luijten, J.C., Jones, J.W., Knapp, E.B., (2000), Spatial water budget model and G.I.S.
hydrological tools, ICASA
67. Marshall, D.,C.,W., Bayliss, A., C., (1994), Flood estimation for small catchments.
Institute of Hydrology. Oxfordshire. United Kingdom
68. Melching, C.S., Marquardt, J.S., (1996), Equations for estimating synthetic unithydrograph
parameter values for small watersheds in Lake County, U.S. Geological
Survey Open-File Report 96–474, 49 p.
69. Miţă, P., (1983), Du probleme des ondes de crue dans les petits bassins. Meteorology
and Hidrology, vol. 13, nr.1, Bucureşti
70. Miţă, P., Muscanu, M., Mustaţă, M., (1988), Determinarea principalilor parametrii ai
formulelor pentru calculul debitelor maxime în bazine mici, Studii şi cercetări de
hidrologie, vol. 57, Bucureşti, p.33-42
71. Miţă, P., Muscanu, M., (1986), Coeficienţi de scurgere în bazine mici, Studii şi
cercetări de hidrologie, vol. 53, Bucureşti, p.45-58
72. Miţă, P., şi colab. (1992), Cercetări pentru determinarea principalelor elemante
caracteristice ale scurgerii de apă şi aluviuni în bazine reprezentative, Lucrare
dactilografiată, I.M.H., Bucureşti
73. Morgan, R., Hullinhors, D.W., (1939), Unit hzdrographs from gaged and ungaged
watersheds, U.S. Enfineers Office, Binghamton, New-York
74. Munteanu, S., Traci, C., Clinciu, I., Lazăr, N., Untaru, E., (1991), Amenajarea
bazinelor hidrografice torenţiale prin lucrări silvice şi hidrotehnice, Edit. Academiei
Române, Bucureşti
75. Mustaţă, L., (1973), Calculul debitelor maxime din ploi pe râurile din România, Studii
de hidrologie, vol. 36, Bucureşti p. 87
76. Mustaţă, L., (1973), Probleme privind calculul debitelor maxime pe râurile mici, Studii
de hidrologie, I.M.H., Bucureşti, XLI
77. Mustaţă, L., (1974), Contribution aux problemes de la determiniation des debits
maximaengendres par les pluies sur des petite rivers, Meteorology and Hydrology,
vol. 4, nr. 2, Bucureşti
78. Mustaţă, L., Miţă, P., (1969), Variaţia debitelor maxime pe râurile din România, Studii
de hidrologie, vol. 26, Bucureşti, p.133-148
79. Musy, A., Higy, C., (1998), Hydrologie apliquee, Edit. *H*G*A*, Bucureşti
80. Niadas, I.A., (2005), Regional flow duration curve estimation in small ungauged
catchments using instantaneous flow measurements and a censored data approach,
Consulting Engineers. Athens, 22 s
81. O’Callaghan, J.F., Mark, D.M., (1984), The extraction of drainage networks from
digital elevation data, Comput. Vision Graphics Image Process., 28, 328–344
82. O’Kelly, J.J., (1955), The employment of unit hydrographs to determine the flows of
Irish arterial drainage channels, Proceedings, Institution of Civil Engineers (Ireland),
vol. 4, no.3, p. 365–412.
83. Patriche, C.V., (2005), Spaţializarea precipitaţiilor folosind regresi aşi krigingul
rezidual în cadrul SIG, Analele Universităţii Al. I. Cuza, Tomul LI, Iaşi, p.57-71
84. Păcurar, I., (2005), Pedologie forestieră, Edit. Academicpres, Cluj-Napoca
85. Păcurar, V.D., (2005), Cercetări privind scurgerea şi eroziunea în bazine hidrografice
190

mintane prin modelare matematică şi simulare, Teză de doctorat, Universitatea
Transilvania Braşov
86. Platagea, Gh., (1957), Studiul ploilor torenţiale pe teritoriul României şi influenţa lor
asupra scurgerii. Meteorologia, hidrologia şi gospodărirea apelor, vol. 4, nr. 4,
Bucureşti
87. Platagea, Gh., Platagea, M., (1958), Distribuţia teritorială şi calculul debitelor maxime
pluviale pe râurile din România, Meteorologia, hidrologia şi gospodărirea apelor, vol.
3, Bucureşti
88. Platagea, Gh., Platagea, M., (1965), Calculul debitelor maxime pluviale pe râurile din
România în cazul când lipsesc datele din observaţii directe. Studii de hidrologie, vol.
12, Bucureşti, p.3-32
89. Platagea, M., (1974), Caracteristicile de calcul ale ploilor torenţiale necesare în
determinarea debitelor maxime pe versanţi şi în bazinele hidrografice mici de pe
teritoriul României, Revista Hidrotehnica, nr. 2, Bucureşti
90. Podani, M., (1960), Criterii de clasificare a cursurilor de apă de pe teritoriul R.P.R.,
Meteorologia, hidrologia şi gospodărirea apelor, 1
91. Poliacov, B. V., (1951), Calcule hidrologice la proiectarea instalaţiilor pe râuri cu
bazine mici, Edit. Tehnică, Bucureşti
92. Ponce, V. M., Hawkins, R. H., (1996), Runoff curve number: has it reached maturity,
Journal of Hydrologic Engineering.
93. Quinn, P., Beven, K., Chevallier, P., Planchon, O., (1991), The prediction of hillslope
flow paths for distributed hydrological modeling using digital terrain models, Hydrol.
Proc., 5, p.59–80
94. Quinn, P.F., Beven, K.J., Lamb, R. (1995) The ln(a/tanß) index: How to calculate it
and how to use it within the TOPMODEL framework, Hydrological Processes 9, p.161-
182.
95. Rădoane, N., Maria Rădoane, Olariu, P., Dumitru, D., (2006), Bazinele hidrografice
mici, unităţi fundamentale de interpretare a dinamicii reliefului, Editura Universităţii
Suceava.
96. Refsgaard, J.C., Storm, B. (1995), MIKE SHE, Computer models of Watershed
97. Schwab, G. O., Frevert, R. K., Edminster, T. W. (1981), Soil and water conservation
engineering. Thrid edition, John Willey and Sons, New York
98. Sherman, L.K., (1932), Stream-flow from rainfall by the unit-graph method. Eng.
News. Rec., vol. 108 p.501-505
99. Singh V.P., Valiron, F., (1995), Computer models of Watershed Hydrology, Water
Resources Publications, USA
100. Snyder, F.F., (1938), Syntetic unit graphs, Trans. Am. Geophys. Union, vol. 19, p.
447-454
101. Sorocovschi, V., (2003), Complexitatea teritorială a riscurilor şi catastrofelor, Riscuri
şi catastrofe, Casa Cărţii de Ştiinţă, Cluj-Napoca p.39-48
102. Sorrell, R.C., Hamilton, D.A., (1991), Computing Flood Discharges for Small
Ungaged Watersheds, Michigan Department of Natural Resources - Land and Water
Management Division.
103. Stallings, J., (1957), Soil conversation, Prentice Hall. Inc. New York
104. Stănescu, Al.V., (1985), Modele matematice în hidrologie, Institutul Naţional de
Meteorologie şi Hidrologie, Bucureşti
105. Stănescu, P., (1970), Amenajarea antierozională a bazinului hidrografic, mijloc
191

important în lupta împotriva inundaţiilor, Hidrotehnica, nr. 12, Bucureşti
106. Stănescu, V.Al., (1973), Probleme ale modelării matematice a scurgerii maxime în
bazine hidrografice mici, Studii de hidrologie, I.M.H., Bucureşti, XXXV.
107. Stănescu, Vl.Al., (1972), Modele matematice pentru determinarea undelor de viitură
critice, Studii de hidrologie, Bucureşti, p.304
108. Strahler, A. N., (1952), Quantitative geomorphology of drainage basins and channel
networks, section 4-II. In: Handbook of Applied Hydrology (V.T. Chow, et al. (1988)).
, McGraw-Hill, New York USA
109. Straub, T.D., Melching, CH.S., Kocher, K.E., (2000), Equations for Estimating Clark
Unit-Hydrograph Parameters for Small Rural Watersheds in Illinois. USGS, Urbana
(Illinois), 30 p.
110. Şerban, P., (1986), Modele hidrologice operaţionale, Studii şi cercetări de hidrologie,
vol.55, Bucureşti, p. 3-64
111. Şerban, P., (1990), Proceduri de reactualizare ale prognozelor hidrologice,
Hidrotehnica, vol. 35, nr. 5, Bucureşti
112. Şerban, P., Corbuş, C., (1987), Contribuţii le simularea numerică a propagării
viiturilor prin albiile râurilor, Hidrotehnica, vol. 32, nr.4, Bucureşti
113. Tarboton D. G., R. L. Bras, I. Rodriguez-Iturbe, (1991), On the extraction of channel
networks from digital elevation data, Hydrological Processes. Vol. 5
114. Tarboton, D. G., (1989), The analysis of river basins and channel networks using
digital terrain data, Sc.D. thesis, Dep. of Civ. Eng., Mass. Inst.of Technol.,
Cambridge.
115. Thomas, H.A., Fiering, M.B., (1962), Mathematical Synthesis of Streamflow
Sequences for the Analysis of River Basins by Simulation. Design of Water Resources
Systems, Harvard University Press, Cambridge
116. Tsou, M., Zhan, X., (2004) Estimation of runoff and sediment yield in the Redrock
Creek Watershed using AnnAGNPS and G.I.S., Journal of Environmental Sciences (in
press).
117. U.S. Soil Conservation Service, (1972), şi Pilgrim, D., H., (1987), Australian Rainfall
and Runoff, Institution of Engineers Australia
118. Ujvari, I., (1962), Râurile mici din ţara noastră ca surse hidroenergetice, Natura, 5
119. Ungureanu Irina-Brânduşa, (1978), Hărţi geomorfologice, Edit. Junimea, Iaşi
120. Vladimirescu, I., (1984), Bazele hidrologiei tehnice, Edit. Tehnică, Bucureşti
121. Xiaoyong Zhan, Min-Lang Huang, (2004), ArcCN-Runoff: an ArcG.I.S. tool for
generating curve number and runoff maps, Environmental Modelling & Software XX
122. Zăvoianu, I., (1978), Morfometria bazinelor hidrografice, Edit. Academiei, Bucureşti
123. xxx (1982), Harta solurilor 1:200000, I.C.P.A., Bucureşti.
124. xxx (1996), ArcView G.I.S., ESRI, Redland, USA.
125. xxx (1996), Understanding G.I.S.. The ARC/INFO Method, ESRI, Redland, USA.
126. xxx (1997), Instrucţiuni de calcul a debitelor maxime în bazine hidrografice mici,
INMH, Bucureşti
127. xxx, (1984), Mejdunarodnoe rukavodstvo pa metodam rasciot asnovîh
ghidrologhinskih harakteristik. Leningrad
128. xxx, (1986), Urban Hydrology for Smal Watershed, TR-55, Soil Conservation Service,
USDATA, Washington, DC
129. http://smig.usgs.gov/SMIG/features_0301/clark.pdf
130. www.apeprut.ro/deswat.htm
192

131. www.esri.com
132. www.esri.com
133. www.fce.vutbr.cz/veda/JUNIORSTAV2007/Sekce_3/Trnavska_Elena_CL.pdf
134. www.G.I.S..com
135. www.hec.usace.army.mil/whoweare/history.html
136. www.tucson.ars.ag.gov/kineros/
193

194

ANEXE
195

196

Anexa I Indicele de reducere a intensităţii ploii (după Platagea Gh.)
Anexa II Zonarea coeficientului A (după Platagea Gh.)
197

Anexa III Zonarea coeficientului B (după Platagea Gh.)
Anexa IV Valori aproximative ale vitezei apei pe versanţi şi în albie
(după C. Diaconu, P. Şerban)
Tipul văii sau al versantului Viteza apei pe
versant
198
Vv (m/s)
Viteza apei pe
albie
Va (m/s)
Bazine (versanţi) situate în zona de câmpie joasă 0,05-0,10 0,30-0,50
Bazine (versanţi) situate în zona de câmpie 0,10-0,15 0,50-1,00
Bazine (versanţi) situate în zona de deal 0,15-0,25 1,00-2,50
Bazine (versanţi) situate în zona de dealuri înalte 0,25-0,45 2,50-3,50
Bazine (versanţi) situate în zona de munte 0,45-0,65 3,50-5,50

Anexa V Intensitatea maximă orară cu probabilitatea de depăşire 1% (după Platagea Gh.)
Anexa VI Zonarea coeficientului m (după C. Diaconu şa.)
199

Anexa VII Tabelul Kriţki-Menkel
200